CC BY
23
УДК 551.324:001.4
Н.В. Коваленко1
НЕРАЗРЫВНОСТЬ ГЕНЕТИЧЕСКОЙ ЦЕПИ СНЕЖНИК - ЛЕДНИК2
С учетом мнения известных гляциологов о малых формах оледенения и на основе материалов собственного исследования сформулированы главные выводы относительно места малых форм оледенения в гляциосфере Земли.
Показано наличие движения льда в снежниках и малых ледниках. Скорость движения льда, а также другие количественные базовые гляциологические показатели существенно отличаются у снежников и ледников, однако переходы между ними количественные, допускающие перекрытия величин и инверсии основных качественных закономерностей. Представляется нерациональным проводить жесткую границу между малыми ледниками и многолетними снежниками, поскольку они представляют собой звенья единой генетической цепи. Нет объективного качественного критерия для разделения этих гляциологических объектов. Таким образом, дополнительное разделение и создание специального переходного типа между снежником и ледником ошибочны.
Ключевые слова: снежники, ледники, движение льда.
Введение. Малые ледники всегда привлекали внимание гляциологов, особенно в тех случаях, когда в исследуемом районе нет крупных ледников. В принципе научные интересы, связанные с изучением малых форм оледенения, определяются их всеобщим распространением и устойчивостью. Отсюда вытекает необходимость изучать те черты своеобразия малых форм оледенения, которые способствуют их долголетию. Например, устойчивость формы долинного ледника, несмотря на длительную деградацию, может быть связана с большим запасом длины; долголетие снежника совсем другого рода: он ежегодно накапливается и затем стаивает в одном и том же месте [16].
Рассматривая разные характеристики, отличающие малые ледники от остального многообразия объектов гляциосферы, логично задать вопрос о целесообразности поиска и установления четких границ, обособляющих эти классы гляциологических образований. Уместно рассмотреть этот вопрос с двух позиций. В первом случае речь идет о разделении ледников на малые и крупные, по сути, эта проблема сводится к выбору критерия "малости" ледника. Во втором случае надлежит попытаться выявить принципиальные признаки, отличающие малый ледник от многолетнего снежника.
Постановка задачи. Выявление различий между понятиями "малые" и "крупные" ледники прежде всего необходимо для очерчивания гляциологических объектов и четкого обозначения масштабных рамок исследований. Однако, как показывают наши данные, принципиального барьера, создаваемого некими качественными различиями каких-либо физико-географических показателей, здесь не существует.
Например, механизмы льдообразования, обусловленные в первую очередь сочетанием климатических и орографических свойств рассматриваемой горной системы, в ее пределах обнаруживают общность как для малых, так и для больших ледниковых образований, поэтому на расположенных по соседству ледниках разного размера будет прослеживаться скорее всего одна и та же зона льдообразования (в крайнем случае один и тот же набор зон), которая господствует в целом в масштабе всей данной горной цепи.
Скорость движения льда также не может служить основанием для разграничения малых и больших ледниковых образований, потому что ее значения для ледников разного морфологического типа в разных географических провинциях Земли столь различны (от практически нулевой до нескольких десятков сантиметров в сутки), что прослеживается перекрытие величин скорости, фиксируемых на крупных и мелких ледниках. Скорость движения, зависящая прежде всего от мощности льда, редко коррелирует с размерами ледника в плане, так как связь между толщиной ледника и его площадью весьма проблематична. Наиболее яркий пример — довольно распространенная в научной литературе второй половины ХХ в. полукубическая формула Н.В. Ерасова [4] V = связывающая объем ледника (V) и его площадь (6). Не оспаривая ее достоинство — доказательство полуку-бичности функции, — эту формулу нельзя признать универсальной даже для некоторого отдельно взятого региона или хребта в силу большой вариации значений коэффициента а. В частности, в пределах центрального сектора Большого Кавказа наблюдается
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра криолитологии и гляциологии, ст. преп., канд. геогр. н., e-mail: [email protected]
2 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант 06-05-64094), Программы поддержки ведущих научных школ РФ (НШ-3271.2010.5) и гранта Президента Российской Федерации для поддержки молодых кандидатов наук и докторов наук (МК-3830.2009.5).
столь значительный разброс значений а (почти на порядок, например, у ледника Безенги а = 0,04, а у ледника Большой Азау а = 0,35 [6]), что о какой-либо общей зависимости объема (и как важнейшее следствие мощности) ледника от его площади говорить явно не приходится. Поэтому, несмотря на общепризнанную [1, 3, 5] закономерность, что малые ледники движутся медленнее крупных, ее нарушения наблюдаются постоянно. Они вызваны как чисто географическими причинами, так и независимостью толщины (и скорости) ледника от его размеров.
В первом случае важную роль играют температурные особенности ледника, обусловливающие его пластичность. Поэтому, например, движение крупного (7,5 км2) ледника Обручева в хр. Черского или обширных долинных образований Сунтар-Хаяты приблизительно с такими же размерами, расположенных в условиях сугубо холодного типа льдообразования, медленнее (примерно от нуля до 3,6 см/сут на леднике Обручева [10] и менее 2,5 см/сут на Сунтар-Хаяте [8]), чем измеренные автором в августе 2006 г. и П.С. Шпинем в августе 1972 г. [19] на маленьких и теплых ледничках Кузнецкого Алатау (3,7 см/сут) в условиях гораздо более умеренного климата [7], а тем более на малых ледниках Кавказа (10 см/сут на карово-висячем леднике Висячий в бассейне Джанкуат), где климат приближается к морскому. Даже для мощнейшего оледенения в центральных частях ледникового щита Гренландии С.В. Калесник [5] приводит значения 7—8 см/сут, т.е. меньше, чем у ледника Висячий.
Во втором случае более быстрое течение малых ледников, чем крупных, часто вызвано чисто морфологическими особенностями: обширное оледенение, но лежащее на положительной форме рельефа (такой, как вулканический конус или плоская вершина), обычно характеризуется меньшей толщиной льда, чем у мелких ледников, залегающих над отрицательными формами рельефа (кары, долины, депрессии). В то же время подавляющая часть гигантского оледенения, расположенного на склонах конической вершины Эльбруса, характеризуется очень медленным движением и на картах скоростей [9] попадает в градацию несколько сантиметров в сутки; на висячем каровом леднике Джантуган с площадью всего 0,3 км2 в Каталоге ледников показана скорость, в разные годы варьирующая от 6,3 до 15 см/сут [6]. Аналогичная скорость у ледника Виатау почти на порядок меньше, чем у карово-висячего ледника Висячий.
Наконец, и масс-балансовые характеристики, и особенности эволюционных схем малых форм оледенения не обнаруживают принципиальных (качественных с теоретической точки зрения) отличий от того, что наблюдается на некоторых ледниках Земли. Анализ режимных процессов и колебаний малых ледников, расположенных в различных ледниковых районах земного шара, показывает, что их изменения не сильно отличаются от таковых для крупных ледниковых образований преимущественно горно-долинного типа, на которые традиционно приходится подавля-
ющая масса наблюдений по программе комплексного мониторинга. В отдельные годы баланс массы малых ледников может принимать и положительные, и отрицательные (вплоть до экстремально больших по модулю) значения, а колебания пространственного положения могут иметь разный масштаб проявления, так же как и на крупных ледниках.
Поэтому, резюмируя изложенное, необходимо признать, что если нет никаких естественных (объективных) физико-географические показателей, по которым могли бы быть выделены пороговые границы между малыми и крупными ледниками, то эта граница исследователями проводится чисто субъективно; они устанавливают ее произвольно, по своему усмотрению, чаще всего по некой наинизшей градации площади относительно фоновых размеров ледников в рассматриваемой горной системе. Таким образом, роль искусственного субъективного барьера играет чисто формальная категория, а именно площадь ледниковой поверхности.
Исследователи при определении малых ледников по-разному указывают их предельные размеры. В Гляциологическом словаре [1] под редакцией В.М. Котлякова указано, что малый ледник — это ледник площадью 0,1 км2 и менее. По М.В. Тронову [16], малые ледники имеют размеры от 0,1 до 1,0 км2; по В.Г. Хода-кову [18], площадь малого ледника составляет 1,0 км2 или менее, а А.С. Щетинников [21] к малым относит ледники размером 2,0 км2. Наконец, в качестве предельного случая упомяну М. Майера, согласно которому к малым ледникам относится вообще все горное оледенение нашей планеты в противовес крупным полярным ледниковым покровам.
Выявление границы между понятиями "ледник" и "снежник". Точную границу между малыми ледниками и многолетними снежниками провести достаточно сложно. Движение льда в этих фирново-ледяных телах из-за их незначительных размеров минимально, а, как известно, главный признак настоящих ледников, согласно базовым концепциям классической (ортодоксальной) гляциологии, — это их движение, т.е. если движется, то это — ледник, если неподвижен — снежник.
Снежно-ледяные образования, согласно Н.А. Солнцеву [13], Л.Д. Долгушину [2], Л.С. Троицкому [14] и др., можно разделить по продолжительности времени их существования. Исследования в районах с малым оледенением показали, что на таких территориях существуют следующие временные типы снежно-ледяных образований, составляющих генетический ряд снежник — ледник [17]: однолетние (весенние снежники, весенне-летние снежники); перелетовывающие (снежники-перелетки); многолетние (снежники, ледники). Это вполне соответствует определению "малых форм" у М.В. Тронова [15]: "...малые формы оледенения — это не обязательно ледники, но компактные образования, содержащие лед". Н.А. Солнцев, характеризуя генетический ряд снежник — ледник, пишет: "Конечно, не следует думать, что можно обнаружить
четкие границы между всеми этими членами ряда" [13]. М.В. Тронов в книге "Вопросы горной гляциологии" [16] указывает, что никакой точной границы между ледниками и "неледниками" нет; она не может быть обозначена даже таким характерным признаком настоящих ледников, как наличие активного движения. Учитывая сказанное, нецелесообразно, по-видимому, выделять самостоятельный тип образований, переходных от снежников к ледникам. Между снежниками и ледниками не существует каких-либо промежуточных образований, имеющих отличительные особенности режима и развития.
Разделения горных ледников на ледники 1-го и 2-го порядка, предложенное еще Х. Соссюром, явно недостаточно, хотя оно употребляется иногда и в настоящее время. Л.С. Троицкий приводит "граничные" признаки малых ледников. Указывая на разнообразие типов и свойств снежно-фирново-ледяных образований на Урале, а также ссылаясь на Г. Альмана и Р. Кле-бельсберга, он заключает: "В сферу изучения оледенения малых форм следует включить как переходные формы между снежниками и ледниками, так и многолетние снежники, рассматривая их как единый генетический ряд и как формы зарождения и развития малых ледников". Соображения и выводы Л.С. Троицкого основаны на фактических материалах [14].
В.Ф. Перов, открывший и изучавший хибинские ледники в конце 50-х гг. ХХ в., по-новому развил представление об эмбриональном типе оледенения и выделил его в отдельную категорию. Эмбриональный тип оледенения помимо собственно эмбриональных ледников включает более мелкие многолетние снежно-ледяные образования, сложенные льдом атмосферного происхождения, независимо от наличия или характера движения. Таким образом, сюда относятся малые формы ледников, многолетние снежники, фирновые поля и снежно-ледяные тела переходного типа, т.е. все многолетние снежно-ледяные тела, меньшие по размеру и мощности, чем каровые ледники [11].
М.В. Тронов [16] малые формы оледенения определяет следующим образом: а) это ледники склонов, не спускающиеся в главные долины; б) к ним относятся в первую очередь каровые и висячие ледники и сходные ледниковые образования; в) подлежат рассмотрению и самые малые формы снежно-фирново-ледяных скоплений, хотя бы в малой степени сохраняющие облик и свойства ледниковых образований. Эти положения обоснованы результатами исследований на Алтае, где малые формы оледенения представлены исключительно разнообразно. В [17] указано, что эти образования в ряде случаев лишь частично сохраняют типичные признаки ледников и по свойствам приближаются к снежникам. Подчеркнуто также, что обычно они возникают из-за концентрации снега на участках склонов или водоразделов.
Таким образом, существующие характеристики малых форм оледенения не дают однозначного определения этого понятия. Вместе с тем ясно, что при комплексных гляциологических исследованиях помимо типичных малых ледников необходимо изучать
и снежно-фирново-ледяные образования, близкие к снежникам.
Результаты. Выделяемая таким образом категория ледниковых образований не полностью подходит под определение ледника по С.В. Калеснику: "Ледник — это естественная масса фирна и льда, обладающая постоянным собственным движением" [5]. К малым формам оледенения относятся также и формы, "переходные" от ледников к снежникам, у которых собственное движение может быть весьма слабым. Кроме того, лед здесь может оказаться не главной составной частью по сравнению со снегом и фирном.
Под определение П.А. Шумского "ледник — это поток льда атмосферного происхождения" [22] малые формы оледенения не подходят. Их конфигурация в основном определяется рельефом, а не собственным движением.
Два признака, которые традиционно считаются отличительными для ледников, — внутреннее строение и способность к движению — далеко не всегда действуют при противопоставлении ледников и снежников.
В строении многолетних снежников помимо снега может принимать участие (более того, непременно принимает, если снежник многолетний) фирн, а часто и лед. Фирн — это снежная масса, не успевшая растаять в закончившийся балансовый (гляциологический) год и оставшаяся существовать на последующий балансовый год. Время существования этого фирнового остатка определяется дальнейшей балансовой историей снежника. При благоприятном стечении обстоятельств в толще многолетних снежников может накапливаться несколько генераций фирновых пластов. В тех географических условиях, где возраст самого старого из сохраняющихся слоев фирна превышает климатически предопределенный период льдообразования, в нем происходят полное замыкание пор и изоляция воздушных включений в пузырьках, т.е. достигается рубеж, после которого вещество, аккумулированное внутри снежника, вполне корректно именовать льдом. Например, в условиях умеренных широт и климата, близкого к морскому (например, на Кавказе, в Альпах, отчасти на Кузнецком Алатау и т.д.), полноценный лед в основании снежника может сформироваться за 5—7 лет. В более континентальных условиях (с меньшим количеством зимнего снега и при существенном запасе холода в промерзающей толще снежно-ледовых пород) преобразование перелетовывающего снега в лед может происходить гораздо быстрее и аналогично инфильтрационно-конжеляционному механизму льдообразования на ледниках завершаться в течение одного года.
Иллюстрацией такого случая может служить снежник Струдомс на плато Путорана, где его нижняя часть ежегодно обнаруживает выходящий на дневную поверхность к концу лета матовый гидрогенный наложенный лед. В условиях плато Путорана, где зимние условия столь суровы, что обеспечивают глубокое промерзание даже под снежником (его мощности не хватает для формирования талика), кровля грунта выступает в роли безусловного водоупора на пути про-
сачивающихся летом с поверхности снежника порций талых вод. Они послойно намерзают на контакте с грунтом, чтобы на следующий год, если будет благоприятная обстановка, уже самостоятельно играть роль нового водоупора, на котором через год будет происходить дальнейшая режеляция расплава. Со временем, которое определяется продолжительностью господства благоприятных для снежника климатических условий, пропорция льда в массе снежника может даже превзойти долю снега (и фирна). Тем не менее такая последовательность процесса и плавность переходов не позволяют однозначно установить тот рубеж времени, когда данное снежно-фирно-ледовое образование уже нельзя называть снежником, а надлежит называть ледником.
Классические положения гляциологии говорят, что этот момент наступает, когда образование приобретает свойства для движения. Однако количественные показатели скорости, маркирующие этот момент, в литературе отсутствуют. Это вполне объяснимо, учитывая приведенные выше неоднократно регистрируемые на ледниках значения скорости, приближающиеся к нулю. И на ледниках Привес и Мальборо, и на ледниках в верхней части вулканического конуса Эльбруса эта скорость пренебрежимо мала (сопоставима с точностью измерений), тем не менее это заставляет не отказываться от того, чтобы считать панцирь Эльбруса ледником. У ледников кратерного типа на определенной ступени их эволюции в процессе их регенерации после, например, очередного извержения (до полного заполнения чаши кратера снегом, фирном и льдом, т.е. до момента перелива ледниковой массы через бровку кратера или кальдеры) также не будет отмечаться горизонтальных движений, а абляция может быть сведена исключительно к подледни-ковой разновидности.
С другой стороны — свойства движения присущи и типичным снежникам. Учитывая свойства вязко-пластического движения снега и льда, можно утверждать, что собственным движением может обладать и многолетний снежник, и фирновый ледник, и классический ледник; при этом скорость движения будет разной, но движение будет присутствовать всегда. Даже у большого снежника обнаруживается смещение вниз по склону, обусловленное вязкопластическими деформациями, хотя скорость смещения несопоставимо меньше, чем у ледников. Свидетельство этого — часто наблюдаемые в лежащем на склоне снежном покрове дизъюнктивные дислокации, что в свою очередь наглядно показывает нарушение целостности данного образования в результате вязкопластического движения. Такое явление можно наблюдать повсеместно: например, на снежниках в горных областях Японии. На фото (рис. 1) исследовательского полигона Мосири (северная часть о. Хоккайдо) Института низких температур Университета Саппоро видно, что лежащий на склоне снежный покров в процессе пластических деформаций под воздействием сил гравитации и образует разрывные (дизъюнктивные) дислокации. Иногда
б
Рис. 1. Фото дизъюнктивных дислокаций в снежном покрове на склоне исследовательского полигона Мосири (северная часть о. Хоккайдо, Япония): а — трещины в покрове снега на склоне; б — нарушение условий неразрывности снежного покрова
формирование таких дислокаций приводит к нарушению равновесия на склоне всего снежного пласта, и тогда склон разгружается, генерируя снежные лавины. Но до этого порога на склоне повсеместно наблюдаются трещины в покрове снега, свидетельствующие о медленном движении — сползании снежной массы вниз.
Многочисленные снежники, наблюдавшиеся нами в горах Хараелах в окрестностях Норильска, также были расколоты узкими щелеобразными трещинами, доказывающими движение на неледниках. В верхней части снежника Струдомс на плато Путорана обнаружена неглубокая трещина в снегу, протягивающаяся почти вдоль всего подножия стенки кара и очень похожая на бергшрунд на ледниках (рис. 2). Следовательно, движение, хотя и незначительное, присутствует в любом снежно-ледяном теле, имеющем ледяное ядро или лишенном его и лежащем на склоне даже с минимальным уклоном. Таким образом, наличие движения на снежно-фирново-ледовом образовании нельзя считать жестким критерием для возведения его в ранг ледника, равно как и отсутствие движения нельзя считать непреложным аргументом против этого.
Рис. 2. Фото трещины на снежнике Струдомс
Все это свидетельствует о зыбкости концепции безусловного размежевания снежников и ледников. Фактически в природе, как правило, выдерживается плавный и постепенный, а потому внешне неразличимый переход из одной гляциологической категории в другую. Более того, на любом снежно-фирново-ле-довом образовании при скрупулезном рассмотрении можно обнаружить как аргументы в пользу того, чтобы признать его ледником, так и аргументы против.
Проиллюстрировать вышесказанное можно на примере путоранского ледника Привес, причисленного к ледникам лишь недавно [12]: в первом варианте Каталога ледников упоминания о нем нет. Обследование этого ледника показало, что отнесение его к классу ледников отнюдь не однозначно, так как на нем можно выделить как группу признаков, роднящих его с типичными ледниковыми образованиями, так и признаки его неледниковой природы.
К малым формам оледенения следует относить также вполне развитые, но небольшие по площади ледники склонов, каровые и висячие ледники. Здесь может иметь место следующий случай: система рядом лежащих каров (пример — западная часть Катунского хребта на Алтае [15]) может быть заполнена ледниками
так, что площадь обнаженных склонов на определенном высотном ярусе оказывается значительно меньше площади самих ледников. В подобных случаях, представляющих большой принципиальный интерес, из малых форм оледенения может складываться оледенение крупного масштаба.
Малые формы оледенения, как описано в литературе, весьма разнообразны. Они могут залегать ниже и выше климатической снеговой границы, быть остаточными или эмбриональными образованиями. Все это на первый взгляд препятствует их объединению в одну категорию. Однако характеристика соответствующего этапа развития оледенения создается именно всем комплексом малых форм оледенения, что позволяет выделить их в особый объект гляциологического познания.
Малый ледник — наиболее льдосодержащая часть оледенения малых форм. В едином генетическом ряду сезонный снежник — снежник-перелеток — фирновый ледник — малый ледник он занимает крайнее место в преобразовании от снежника до ледника. Малый ледник в основном состоит из льда и лишь частично из фирна и снега. При этом малый ледник может обладать многими признаками большого ледника: движением льда, наличием конечных, береговых или поверхностных морен, бергшрундов, напластованием слоев.
Особую роль, однако, играет такой признак настоящего ледника, как выраженная в конце балансового года граница питания, подразделяющая гляциологическое тело на область питания и область расхода вещества. Ее высотное положение строго определяется балансом массы данного года и в соответствии с ним граница питания может от года к году мигрировать из одного высотного пояса ледника в другой при относительной стабильности во времени такой миграции (в случае идеально изотропного поля вещественного баланса положение границы питания в разные годы будет вообще отвечать свойствам подобия). Правда, для малых ледников несколько повышена вероятность исключения из этого строгого критерия.
Фирновая линия (и вслед за ней граница питания) обычно четкая на нормальных каровых ледниках, иногда на малых ледниках не выражена, так как фир-ново-ледяное ядро в одни годы может открываться полностью, а в другие — полностью оставаться под снегом все лето. Но из этого не следует, что в первом случае такое ледниковое образование будет лишено питания: в этой ситуации область питания фактически переносится на окружающие склоны, где снег отлагается первоначально и с которых он впоследствии (причем вне зависимости от периода аккумуляции или периода абляции) сметается или скатывается.
Малые ледники образуют особую разновидность ледниковых тел и отличаются от других ледников лишь небольшими размерами и тем, что они в основном являются снежно-фирно-ледовыми образованиями, сформировавшимися в современных климатических условиях, в то время как крупное оледенение —
в основном продукт прошлых климатов и поэтому в нынешних климатических условиях обычно находится на стадии деградации.
Заключение. Таким образом, учитывая предыдущие исследования малых форм оледенения и базируясь на собственных материалах, можно сформулировать главные выводы относительно места малых форм оледенения в гляциосфере Земли.
Нецелесообразно выделять самостоятельный тип образований, переходный от снежников к ледникам: между снежниками и ледниками не существует промежуточных образований, имеющих свои особенности. Не выдерживается один из главных постулатов классической гляциологии о том, что главный признак ледника — его собственное движение, поскольку
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Гляциологический словарь / Под ред. В.М. Котлякова. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 528 с.
2. Долгушин Л.Д. Некоторые особенности рельефа, климата и современной денудации в Приполярном Урале. М.: Изд-во АН СССР, 1951. 123 с.
3. Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Ледники. М.: Мысль, 1989. 448 с.
4. Ерасов Н.В. Метод определения объема горных ледников // МГИ. 1968. Вып. 14. С. 307—309.
5. Калесник С.В. Очерки гляциологии. М.: Географгиз, 1963. 552 с.
6. Ковалев П.В., Дубинский Г.П. О работах Кавказской экспедиции Харьковского университета по программе МГГ // МГИ. 1962. Вып. 4. С. 62—66.
7. Коваленко Н.В. Современное состояние малых ледников Кузнецкого Алатау и плато Путорана // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 2008. № 3. С. 67—72.
8. Корейша М.М. Современное оледенение хребта Сунтар-Хаята // Гляциология. 1963. № 11. С. 30—43.
9. Лабутина И.А. Общегеографические карты оледенения в Атласе ледников Эльбруса // МГИ. 1968. Вып. 13. С. 173—179.
10. Некрасов И.А., Климовский И.В., Шейнкман В.С. Гляциологические исследования в хребте Улахан-Чистайский (горная система Черского) // МГИ. 1973. Вып. 22. С. 174—180.
11. Перов В.Ф. Снежники, ледники и мерзлотный рельеф Хибинских гор // Гляциология. 1968. № 22. С. 58—69.
это качество, хотя и иного порядка величин, присуще и любым снежникам. Несмотря на то что малым ледникам свойственны несколько иные количественные характеристики (абсолютные значения, диапазон изменений), базовых гляциологических показателей, чем у снежников и крупных ледников, переходы этих количественных индикаторов постепенные, с перекрытием величин и инверсией основных качественных закономерностей. В такой ситуации представляется нерациональным проводить жесткую границу между крупными, малыми ледниками и многолетними снежниками, поскольку они представляют собой звенья единой генетической цепи. Не выявлен ни один объективный качественный критерий разделения этих гляциологических объектов.
12. Сарана В.А. Ледники плато Путорана // МГИ. 2005. Вып. 98. С. 19—29.
13. Солнцев Н.А. Снежники как геоморфологический фактор. М.: Географгиз, 1949. С. 38—41.
14. Троицкий Л.С. Вопросы оледенения малых форм // МГИ. 1963. Вып. 8. С. 161—173.
15. Тронов М.В. Очерки оледенения Алтая. М.: Географгиз, 1949. 290 с.
16. Тронов М.В. Вопросы горной гляциологии. М.: Гео-графгиз, 1954. 34 с.
17. Тронов М.В. Еще о малых формах оледенения // МГИ. 1966. Вып. 12. С. 38—46.
18. Ходаков В.Г. Некоторые особенности таяния небольших ледников и снежников // Тепловой и водный режим снежно-ледовых толщ. М.: Наука, 1965. 123 с.
19. Шпинь П.С. К вопросу об особенностях современного оледенения Кузнецкого Алатау // Вопросы географии Кузбасса и Горного Алтая. Вып. 3. М.: Наука, 1970. 120 с.
20. Шпинь П.С. Результаты исследований по международным геофизическим проектам // Оледенение Кузнецкого Алатау. М.: Наука, 1980. С. 5—40.
21. Щетинников А.С. Ледники бассейна р. Пскем. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. 46 с.
22. Шумский П.А. Что такое ледник? // МГИ. 1964. Вып. 9. С. 36—42.
Поступила в редакцию 18.03.2010
N.V. Kovalenko
CONTINUITY OF A GENETIC CHAIN "SNOW PATCH-GLACIER"
Basing on the author's studies and available data about small forms of glaciation their place within the glaciosphere of the Earth is principally determined.
It was proved that ice movement occurs in snow patches and small glaciers. The rate of such movement, as well as other glaciological parameters, are different for snow patches and glaciers, however there is a gradual transition between these two types with overlaying values and inversion of qualitative trends. Therefore stringent differentiation between small glaciers and perennial snow patches seems unreasonable, because they belong to the same genetic chain and there is no objective qualitative criterion which allows differentiating them. It is also incorrect to suggest a specific transitional type in-between a snow patch and a glacier.
Key words: small and large glaciers, snow patches, ice formation mechanisms, glacier movement, disjunctive dislocations, terminology.
