Энциклопедический Словарь Ф.А.Брокгауза и И.А.Ефрона
ЛЕД
(физ.) ≈ твердое тело, образующееся из воды при понижении ее температуры до нуля и ниже. Переход воды в Л. есть физическое явление и совершается без изменения химического ее состава, но газы, растворенные в воде, при замерзании выделяются; соли выделяются частью (см. Замерзание). Здесь рассматриваются физические свойства чистого Л., не содержащего в себе пузырьков газа. Плотность его выражается числом 0,9177 (по Дюфуру и Бруннеру) или 0,91674 (по Бунзену). Вода ≈ одно из тех немногих тел, которые при затвердевании увеличиваются в объеме; благодаря этому, Л. плавает на воде, даже на горячей (плотность воды при 100╟=0,9587). Плотность воды при 0╟ равна 0, 9 99873, следовательно, объем Л. при 0╟ в 0,99987/0,9167 = 1,0906 раз больше объема воды, из которого он образовался. Это увеличение объема происходит с громадной силой, так что сосуды (даже металлические), наполненные водой, при замерзании последней часто лопаются. Температура образования Л. из чистой воды при нормальном атмосферном давлении обозначается нулем термометренной шкалы Цельсия (и Реомюра); образовавшийся Л. при 0╟, подвергнутый сильному давлению, может опять обратиться в воду и обратно ≈ вода, подвергнутая сильному давлению, может не обратиться в Л. и при температуре ниже 0╟. Влияние давления на понижение температуры, впрочем, незначительно в сравнении с влиянием его на точку кипения. В. Томсон нашел, что при давлении в 8,1 атмосф. ≈ Л. образуется при≈ 0╟,059 (≈ 0╟,059: 8,1 =≈ 0,00728); при 16,8 атмосф. при≈ 0╟,129 (≈ 0╟,129: 16,8 = 0,00768). Дж. Томсон еще ранее, теоретическим путем, вычислил величину понижения температуры плавления от давления одной атмосф. равным≈ 0╟,00752. Влиянием давления на температуру плавления объясняется кажущаяся "пластичность" Л. Куски Л. (снег), под сильным давлением, расплавляются по поверхности и по освобождении от давления спекаются и дают цельную прозрачную массу. Этим явлением объясняется "течение" ледников (см. Глетчер). Л. испаряется; упругость паров Л. ниже упругости паров воды (переохлажденной, т. е. остающейся жидкой при температурах ниже 0╟, см. Состояние тел); при 0╟ обе упругости равны. Вот данные Фишера (1886) относительно упругости паров воды и Л. при температурах ниже нуля (даны в мм. ртутного столба) <center> Лед. Вода. ≈10╟ Ц. 2,03 2,25 ≈5╟ Ц. 3,06 3,22 ≈2╟ Ц. 3,94 4,01 0╟ Ц. 4,64 4,64 </center> При охлаждении Л. он сжимается как и вообще всякое твердое тело (переохлажденная вода при тех же температурах расширяется), а при повышении температуры ≈ расширяется. Коэффициент расширения Л. (линейный), по Шумахеру = 0,000052356, по другим измерениям 0,00005280≈5300 (в пределах от ≈1╟,25 до ≈27╟,5). Километр Л. (если он был по всей длине однороден) при понижении температуры от≈ 5╟ до≈ 20╟ сжимается более чем на 3 / 4 м., что и может быть причиной образования трещин на больших водных пространствах, покрытых льдом. Теплоемкость льда в два раза меньше теплоемкости воды, и равна, по Дезэну, 0,504. Теплопроводность льда по Форбсу (1875), в направлении, параллельном оптической оси (см. ниже), равна 0,223, а в направлении, перпендикулярном к ней равна 0,213, т. е. в 1 секунду через каждый кв. мм. ледяной пластины толщиной в 1 мм. и разность температур сторон которой равна 1╟ Ц., проходит 0,223 или 0,213 больших калорий. Теплопроводность плотно лежащего снега, по Хьелштрему (1890) равна 0,507. Скрытая теплота плавления льда, т. е. то количество больших калорий, которое необходимо чтобы 1 кг. льда при 0╟ расплавить и превратить в воду при 0╟, равна: <center> при 0╟ 80,025 по Бунзену (1870) при ≈2,8╟ 77,851 по Петерсону (1880) при ≈6,0╟ 76,75 при ≈6,5╟ 76,00 </center> В оптическом отношении. ≈ Л. двупреломляющее тело. Коэффициенты преломления (при 0╟) обыкновенного и необыкнов. луча для главнейших линий спектра, по Пульфриху (1887): <center> Обыкнов. Необыкн. Линия А 1,30496 1,30626 Линия В 1,30645 1,30775 Линия С 1,30715 1,30861 Линия D (Na) 1,30911 1,31041 Линия E 1,31140 1,31276 Линия F 1,31355 1,31473 </center> В пропущенном свете Л. является бесцветным, в большой толщине слоя синеватым. Л. проводит электричество так же плохо, как вода; проводимость льда, по наблюдениям Фуссеро (1885), равна при ≈15╟ Ц. ≈ 2154,10 ≈18 , при ≈5╟ Ц. ≈ 8306,10 ≈18 , а при 0╟ Ц. ≈ 2366,10 ≈17 ; данные эти могут считаться лишь приблизительными. Диэлектрическая постоянная льда, по Перо (1890), колеблется между 60≈71, а по Бути (1891) при ≈2╟ равна 78, т. е. близка к диэлектрической постоянной воды. В магнитном отношении Л. является телом диамагнитным. Модуль упругости Л., по Троубриджу, равен 77,109, а скорость звука во Л. = 2900 м в секунду. Ф. П. ; А. Г. Л. как минерал. Массы его образуют простую горную породу, называемую тем же именем. Л. ≈ тело кристаллическое, однако, благодаря чрезвычайной наклонности к двойниковому или сетчатому срастанию многих неделимых, до сих пор кристаллографический характер его не доказан с точностью. Отдельные снежинки, как бы малы они ни были, представляют агрегат неправильно развитых кристалликов, сросшихся между собой в виде изящных нежных звездочек, имеющих обыкновенно шестилучевой характер. Несомненно, однако, что Л. принадлежит гексагональной системе, по одним исследователям, полногранному ее отделению, а по другим ≈ ромбоэдрическому. Л. не обнаруживает ясной спайности ни по одному направлению; излом его раковистый. Однако, при ударе дает трехлучевую звезду с углом в 120╟. Твердость 1,5. Оптически одноосен. Двойное лучепреломление положительное. Смотря по условиям своего образования, Л. принимает различные формы, которые носят особые названия (см. Снег, Иней, Град). Ледяные сосульки представляют ледяные капельники или сталактиты, в которых кристаллические неделимые расположены радиально относительно оси капельника. Ледяная кора и ледяные глыбы имеют вид плит различной толщины; они образуются на поверхности различных водных бассейнов: рек, озер и морей. В ледяной коре, образовавшейся на спокойной поверхности воды, наблюдается параллельно-шестоватое строение ≈ длинные призматические кристаллы льда располагаются своими осями перпендикулярно поверхности отвердевания. Такое строение особенно хорошо обнаруживается весной, когда под действием солнечных лучей неделимые разъединяются и ледяная плита распадается на множество игол, достигающих иногда до 1 фт. длины. О фирне, глетчерном льде, см. Глетчеры; также Л. (физ. ч.). П. З. Лед (физ.-геогр.) ≈ встречается на земном шаре в больших количествах и разных видах. По способу происхождения можно различить главным образом 2 типа Л.: 1) образовавшийся замерзанием вод ≈ морей, озер, рек, прудов; 2) образовавшийся из снега, под влиянием давления и попеременного таяния и замерзания в обширных размерах ≈ Л. ледников и ледяных гор. I. А) На суше мы имеем следующие виды Л. Ледники и материковые ледяные покровы, образовавшиеся из снега, превратившегося сначала в снежник, то есть уплотненный снег, переходную форму от снега ко Л., а затем в ледниковый Л. Этот вид Л. занимает обширные пространства на земном шаре как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. Самые большие скопления Л., так называемые материковые ледяные покровы, встречаются на северном полушарии в Гренландии (см.), самом большом острове земного шара, а на южном полушарии, вероятно, занимают почти все пространство между 70╟ южн. шир. и южным полюсом, так называемый южно-полярный материк или, может быть, несколько островов, покрытых и связанных между собой Л. Материковые ледяные покровы, кроме больших размеров, отличаются от горных ледников еще слабо покатой поверхностью. Нансен, прошедший через весь ледяной покров Гренландии с В на З, называет поверхность Л. щитообразной (schildf ö rmig). Наиболее значительные ледники находятся на островах Ледовитого океана ≈ Шпицбергене, земле Франца-Иосифа, северной части Новой Земли, Гринеллевой земле ≈ на этих островах наблюдается уже переход от ледников к ледяным покровам; затем в Скандинавии, Альпах, Кавказе, Каракоруме, прибрежных хребтах зап. части Северной Америки, между 50╟≈60╟ с. ш. (ледник Мюр [Muir], под 53╟ с. ш., доходит до моря), в Андах Южной Америки между 42╟ и 64╟ ю. ш. (с 46 1 / 2 ╟ ю. ш. спускаются до моря) и южном о-ве Новой Зеландии (см. Глетчеры). B) Наледи на материках высоких широт, особенно в Сибири. Они, как и ледниковый лед, образуются из снега, но в отличие от настоящих ледников, встречаются только в долинах и не имеют движения. Они образуются в местах, где бывают сугробы ≈ снег вполне не тает летом и постепенно переходит в лед, как потому, что сугробы обширны, так и потому что они защищены от солнца. C) Накипни также главным образом в Сибири; это Л., образовавшийся из воды озер и рек, прошедшей чрез трещины во дне, иногда довольно далеко. D) Ледяные слои , составляющие настоящую геологическую формацию на севере Сибири и северо-американского материка и на островах к С от них. Эти ледяные слои нередко обнажены и перемежаются со слоями песка, глины и т. д. II) На морях различают два вида льда: ледяные горы (англ. icebergs) и ледяные поля (англ. icefields). Первые ≈ обломки ледников, дошедших до моря и отломившихся от остальной части ледника. Это преобладающая форма Л. на морях южного полушария, иногда доходящие до 35╟ ю. ш.; они отличаются большими вертикальными и горизонтальными размерами, надводная часть бывает более 500 фт. (150 м.) высоты, пространство сплошного Л. ≈ несколько десятков кв. в. На северном полушарии лишь Гренландия дает много ледяных гор, Лабрадорское течение приносит их каждый год до 40╟ с. ш. несколько к В от северо-американского материка. Ледяные поля ≈ форма Л., преобладающая в северном полушарии. Их вертикальные размеры гораздо меньше размеров ледяных гор; они образовались замерзанием морской воды, частью и пресных вод. Самые большие скопления этого вида Л. встречаются в Северном Ледовитом океане, к С от Сибири и северо-американского материка, в морях: Беринговом, Охотском, Северо-Японском, Белом, Гудзоновом заливе и т. д. Л. на озерах ≈ соленых и пресноводных, а также и на реках, должен быть причислен к ледяным полям. Единственное различие между Л., образовавшимся из пресноводных и соленых бассейнов то, что второй образуется и тает при более низких температурах (на океанах около ≈ 1 0 ), чем пресноводный Л. (см. Замерзание). Как ни мало различие температуры таяния морского и пресноводного Л. (к последнему в этом отношении принадлежат и ледяные горы), но этот факт не лишен значения. Благодаря более низкой температуре таяния, ледяные поля (состоящие главным образом из морского льда) тают скорее ледяных гор, при прочих равных условиях. По этой причине, как и по причине большей толщины Л., ледяные горы доходят до более низких широт на океанах, чем ледяные поля. Под влиянием ветров, течений, столкновения между собой, попеременного таяния и замерзания ≈ морской Л. того и другого вида подвергается большим и часто очень быстрым изменениям. Лучшее описание этих явлений в книге Вейпрехта (Weyprecht, "Metamorphosen des Polareises", Вена, 1879). Автор был на корабле "Tegethoff", затертом Л. и пробывшем во Л. около 20 месяцев между сев. частью Новой Земли и Землей Франца-Иосифа. Такая же участь постигла и американский корабль "Jeannette" между Беринговым проливом и о-вами Новой Сибири. Оба корабля во время своего пребывания во Л. двигалась с ними очень медленно, в разных направлениях, нередко описывая так называемые "петли", т. е. возвращаясь к тому месту, где были ранее. Эти невольные путешествия указывают на то, что к В от европейско-азиатского материка, между 50╟ в. д. и 170╟ з. д. от Гринича, нет резко определенных постоянных ветров и течений, несущих Л. всегда в одну сторону. Совсем иные результаты дали такие же путешествия кораблей во Л. и на льдинах в морях к В и З от Гренландии. Немецкий корабль "Hansa", затертый Л. в 1870 г. у вост. берега Гренландии близ 75╟ с. ш., прошел в 243 дня 1800 км. Это путешествие было совершено главным образом зимой, летом движение Л. здесь быстрее, напр., голландский корабль в 1779 г. в 110 дней (с июня по октябрь) прошел со льдом с 79╟ до 63╟ ш., т. е. около 1700 км. Часть команды американской полярной экспедиции, после гибели своего корабля, проплыла на ледяном поле из пролива Смита (Smithsund) под 77 1 / 2 ╟ с . ш. до ньюфаундлендских банок в 6 1 / 2 месяцев; несколько английских кораблей, с командой или оставленные командами, проплыли во Л. из Баффинова зал. через прол. Барроу до Девисова прол. и т. д. Многочисленные полярные экспедиции показали, что Л. бывает неподвижен лишь в гаванях и мелких морях недалеко от берега, в других же местах он находится в непрерывном движении, и рано или поздно образовавшийся в высоких широтах Л. выносится ветрами и течениями в более теплые моря, где тает под совместным влиянием солнечных лучей, дождей, теплых вод и воздуха. Поэтому невозможно накопление морского льда за долгие годы посредством замерзания на месте. Оно возможно лишь при нагромождении Л. на берега ветрами; таково происхождение Л. моря, которое английский капитан Нэрс (George Nares) назвал староледниковым (Раleocrystic sea, у Гринеллевой земли). На открытых глубоких морях Л. находится в более быстром движении, чем в мелких морях, заливах и проливах. Таково должно быть состояние Южного Ледовитого океана. Образование Л. (замерзание) в морях, окружающих Россию, происходит до довольно низких широт; так по берегам Азовского моря в каждую зиму до 45╟ с. ш., в Японском море у восточных берегов Сибири до южной границы наших владений, 42 1 / 2 ╟ с. ш. Но, несмотря на более низкую температуру зимы, здесь не бывает таких больших пространств, покрытых сплошным льдом, как в Азовском море, потому что море глубже, солонее, ветры и течения сильнее.Из морей, омывающих берега России, лишь более южная полоса Черного моря, близ берегов Крыма и Кавказа, совсем свободна от Л., а из озер южная часть Каспия, Иссык≈ Куль в предгорьях Тянь-Шаня и несколько мелких озер с большим содержанием солей. Малая соленость большинства морей, омывающих берега России, способствует их замерзанию. Еще ниже широта, на которой каждую зиму образуется Л. в Печелийском зал. Желтого моря (до 38╟ с. ш.). Напротив в Норвежском море до 72╟ с. ш. не бывает Л., ни местного происхождения, ни принесенного со стороны. Этим мореобязано теплому течению Гольфштрема и теплым юго-зап. и зап. ветрам. По той же причине нет Л. и на открытом Мурманском море, омывающем берега крайнего севера Европейской России; он образуется лишь в глубине заливов, имеющих более пресную воду; некоторые порты совершенно свободны от Л. III) Л. имеет большое влияние на климаты, по следующим причинам. Пока существует поверхность снега и Л., теплота солнечныхлучей и других источников тепла, вместотого, чтоб нагреть поверхность земли и воздух, затрачивается на внутреннюю механическую работу таяния [Для обращения весовой единицы Л . при 0╟ в воду при той же температуре нужно 79 1 / 4 калорий (см.) или, по Бунзену, 80 калорий (см. Калориметр)], причем температура тающего снега и Л. равняется 0╟, и близкая к этой температуре сообщается нижнему слою воздуха. Кроме того, испарение снегаи Л. также требует значительной затраты тепла. Испарение воды при 0╟ (т. е. обращение воды в пар при той же температуре 0╟) требует 606,5 калорий (см.) на каждую весовую единицу. Впрочем, так как при температурах ниже 0╟ и довольно влажном воздухе, обыкновенно бывающем над поверхностью снега и Л., испарение слабо, то оно имеет меньшее влияние на температуру воздуха, чем таяние снега и Л. При образовании, таянии и испарении снега и Л. происходят значительные тепловые реакции, т. е. в первом случае превращение работы в теплоту, во втором и третьем обратно. Эти явления имеют огромное влияние на температуру воздуха на земном шаре, как во времени, так и в пространстве. Когда на наших прудах и речках образуется осенью Л. и затем тает весной, то происходит лишь перемещение во времени. При обращении воды в Л. выделяется из воды теплота; обратно ≈ теплота поглощается при таянии Л. (см. Скрытая теплота, Состояние тел). Сколько тепла было освобождено осенью при замерзании воды, столько же затрачено на таяние Л. весной, следовательно, от этих процессов температура осенью будет несколько выше, а весной ниже, чем была бы при отсутствии замерзания и таяния воды. Равенство для данного места происходит оттого, что как образование, так и таяние происходят там же, без горизонтального или вертикального перемещения. Ледники, не достающие до моря, представляют пример большого вертикального и более или менее значительного горизонтального перемещения тепловых реакций. Здесь происходит не одно перемещение снежников сверху вниз и таяние прямо внизу того места, где образовался снег, но кроме того, перемещение более или менее компактной массы снега и Л. вниз и в сторону по наклонной плоскости. Таким образом, происходит таяние огромных масс Л. иногда на таких уровнях, где снег падает редко. Например, ледник Франца-Иосифа в Новой Зеландии под 43 1 / 2 ╟ ю. ш. спускается до 212 м. над ур. моря, где средняя температура года около 10╟, а самого холодного месяца около 6╟. Понятно, что в таком теплом климате снег падает редко даже и зимой. Но таяние Л. и соединенное с ним охлаждение воздуха происходят здесь в течение целого года. Самое же значительное перемещение тепловых реакций производят громадные ледниковые покровы материков и больших о-в, где концы ледников доходят до моря. Лучшие примеры: Гренландия в сев. полушарии и южно-полярный материк в южном. Здесь происходит очень большое горизонтальное перемещение от середины материка к берегам моря, затем края ледника отламываются и плывут в виде огромных ледяных гор и, конечно, благодаря своей массе, достигают гораздо более низких широт, чем более тонкий морской Л., охлаждая по дороге морскую воду и воздух. В южно-атлантическом океане ледяные горы достигают до 36╟ шир. Ледяные горы достигают очень часто широты 40╟ в меридианах мыса Доброй Надежды, т. е. они проплывают 29╟ ш. от края материка (около 69╟ ю. ш. на этом меридиане); очень вероятно, что часть этого Л. образовалась из снега, упавшего на поверхность южнополярного материка под 80╟ и даже более высокой широтой, и притом на высоте не ниже 4000 м. над ур. моря (ибо верхняя поверхность Л. не ниже 3500 м. над ур. моря). Следовательно, в этом случае образование снега, т. е. превращение работы в теплоту, произошло под 80╟ ю. ш. и на высоте 4000 м., а таяние ледяной горы, образовавшейся из этого снега, т. е. превращение теплоты в работу, соединенное с охлаждением соседнего воздуха и морской воды, происходило на длинном пути до 40╟ ю. ш. на поверхности моря. Конечно, лишь небольшая часть Л. доходит до таких низких широт как 40 и 35╟, большая часть тает между 60╟и 45╟ ю. ш. Это таяние значительно охлаждает морскую воду, и где течения несут ее в более низкие широты, там она, в свою очередь, охлаждает воздух. Холодное лето высоких северных широт объясняется почти исключительно таянием снега и Л. Лето холодно не потому, что солнечной теплоты в северных широтах было недостаточно, а потому, что теплота поглощается таянием Л.; в течение трех месяцев высокие широты, особенно полюсы, получают более тепла от солнечных лучей, чем экватор. Наблюдения к С от 72╟ с. ш. были произведены на берегу морей, на которых в течение всего лета бывает более или менее плавучего Л. Если даже море временами чисто от Л., то течения постоянно приносят воду, охлажденную таянием Л., что и служит если не прямой, то косвенной причиной низкой температуры. Еще решительнее сказывается влияние таяния Л. на температуру воздуха в южном полушарии, где их гораздо более. Так, на о-ве Кергуэлене, под 49╟ ю. ш., температура января, соответствующего нашему июлю, всего 6,8. Дело в том, что около Кергуэлена плавают ледяные горы, и на самом о-ве в горах целое лето лежит снег, а к морю спускаются огромные ледники. Между тем в Фрухольме, в сев. Норвегии, под 71 с. ш., июль имеет 9,3. Фрухольм лежит на берегу моря, целый год свободного от льда. К такому же заключению ведет сравнение температур июля в Годтхабе, в зап. Гренландии 6,5 и Рейкьявике, в Исландии 12,1. Оба на берегу моря, оба под 64╟ с. ш., но, как известно, вся внутренность Гренландии наполнена Л., между тем как в Исландии снега и Л. менее, на морях у берегов Гренландии также много льда, а у юго-зап. берегов Исландии он бывает редко. Можно предполагать, что, за исключением меридианов Новой Зеландии и Южной Америки, уже начиная с 50╟ ≈ 52╟ ю. ш., лето не теплее 6╟ Ц., так что температуру о-ва Кергуэлен нужно считать нормальной для данной широты. Так, например, экспедиция Чалленжера в начале февраля, т. е. в самое теплое время года, имела среднюю температуру от 2,2 до 3,9 на о-ве Херд (Heard), под 53╟ ю. ш. и 73 1 / 2 ╟ в. д. А между тем известно, что количество теплоты, получаемой от солнечных лучей в течение года, вполне равно для обоих полушарий, а лето южного полушария должно бы быть теплее лета северного, так как оно совпадает с наибольшей близостью земли от солнца. Ледники, не доходящие до моря, находят границу там, где таяние льда равняется поступательному движению ледника. Нижние границы ледников почти не изменяются в течение года, представляя в этом отношениибольшую разницу с нижней границей снега. Это зависит от того, что более быстрое таяние льда летом уравновешивается более быстрым поступательным движением ледника. Эта быстрота движения ледников зависит от того, что 1) Л. пластичнее при высокой температуре, чем при низкой. 2) Летом происходит таяние снега и льда на всей поверхности, и часть образовавшейся воды опять замерзает, причем происходит увеличение объема. Для ледника нужен снежник. Нужно, следовательно, чтобы осадки в виде снега были настолько обильны, чтоб не могли стаять до нового снега. Где существуют благоприятные обстоятельства для этого, на равнинах или обширных плоскогорьях, там образуются материковые ледяные покровы, как теперь в Гренландии и на южно полярном материке, а в прежние времена и в Европе, и на СВ Соединенных Штатов. Там, где не накопляются такие массы снега, на равнинах и плоскогорьях, снежники и ледники встречаются лишь в горах, где является охлаждение слоев воздуха вследствие поднятия, и далее частые и обильные осадки в виде снега. Если топографические условия благоприятны и особенно, сели снега выпадает гораздо более, чем тает, эти горные ледники достигают больших размеров и распространяются далеко вниз, в теплые долины. Известно, что в Восточной Сибири, где средняя температура года везде, за исключением южной части Амурского края и Енисейской губ., ниже 0╟, существуют лишь очень небольшие ледники у горы Мунко-Сардык. Во всех других местах они отсутствуют. Притом нужно заметить, что значительная часть восточной Сибири гориста, так что несомненно существуют топографические условия, благоприятные для образования ледников. В Верхоянске Якутской области, под 67 1 / 2 ╟ с. ш., средняя температура года ниже ≈ 17╟ и тоже нет ледников ни у города, ни где бы то ни было в соседнем довольно высоком Верхоянском хребте. Эти явления объясняются тем, что вообще в восточной Сибири, за исключением прибрежья Охотского моря, выпадает немного снега зимой и это небольшое количество частью испаряется, при сухости воздуха зимой, а затем быстро тает весной. Необыкновенно низкие температуры, которые наблюдаются здесь зимой, сопровождаются ясным небом и затишьем, т. е. условиями, которые благоприятны для большего охлаждения поверхности снега, а отсюда и нижнего слоя воздуха, но никак не для накопления большого количества снега. Самые замечательные явления мы встречаем в средних широтах южного полушария. Так, под 46 1 / 2 ╟ с. ш. в западной Патагонии ледники опускаются уже к уровню моря. Хотя и нет наблюдений над количеством выпадающей воды южнее 42╟ ю. ш., но все путешественники, бывшие в этих странах, согласны в одном ≈ что дождя и снега выпадает чрезвычайно много, может быть более, чем где бы ни было под теми же широтами. В южном Чили, между 39╟ ≈ 42╟ ю. ш., выпадает в год 200 до 260 см. воды, и притом почти половина ≈ зимой. Столь же замечательны и лучше исследованы ледниковые явления Новой Зеландии. Как выше сказано, ледники под 43 1 / 2 ╟ ю. ш. опускаются на вост. берегу до 835 м (средняя температура 7╟), а на зап. даже до 212 м (средняя температура 10╟). В Хокитика, на зап. берегу, выпадает более 280 см. воды в год, следовательно ≈ это одна из самых дождливых стран в мире; на вост. под теми же широтами, лишь 6 5 до 80 см, т. е. 1 / 4 до 1 / 3 . Итак, в настоящее время в Новой Зеландии, в широте, соответствующей Ницце и Флоренции, ледники опускаются до 212 метров над уровнем моря; средняя температура года у нижнего края ледника около 10 Ц., т. е. равна температуре Вены и выше чемв Женеве, Одессе и Астрахани, а средняя температура зимы выше, чем во Флоренции и во всем Закавказье. Кроме горных ледников, на земном шаре существуют еще материковые ледяные покровы; они всего обширнее на южно-полярном материке. Вероятно, что средняя северная граница этого материка 75╟ ю. ш. Следовательно, среднее расстояние границы ледяного покрова берега от его середины, южного полюса 15╟ меридиана или около 1665 км. Если принять очень умеренный угол наклонения этого льда 1 / 3 ╟ или 1 на 270, то получим дляпревышения центральной части над береговой 1665/279=6,17 км. Затем нужно еще определить толщину льда у берегов. Прямых измерений не было сделано, но некоторое понятие можно получить из толщины ледяных гор ≈ обломков ледников. Высота над водой даже не особенно высоких = 400 английских фт. или около 120 м., причем нужно принять в расчет, что эти ледяные горы подвергаются значительной атмосферной убыли. Есть сведения и о высоте 1000 фт., но можно принять лишь 600 фт. или 200 м. Принимая самую умеренную цифру дляотношения надводной и подводной части ледяной горы 1:7,5, получаем для всей толщины ледяных гор 1500+200 = 1700 м. Следовательно, при этих условиях, общая толщинаЛ. может быть равна 6,17 + 1,7 = 7,87 км. или, в круглых цифрах, 8. Это, конечно, в том случае, если внутренность материка не выше берега. На подобное возвышение следует вычесть около 3 км., останется еще 5 км. Принимая для южно-полярного ледника даже очень большую скорость 1 м. в день или 365 м. в год, все-таки окажется, что от южн. полюса до 75╟ ю. ш. Л. должен двигаться 4562 года; если даже принять 2 м. в день, то движение потребует 2281 год. Поэтому очень долго после того, как окончилось нарастание снега, ледник будет существовать и двигаться. Зимой внутри такого материка, покрытого толстым слоем Л., будет низкая температура, как на всяком другом материке в высоких широтах. В это время особенной, существенной разницы не будет. Совсем другое ≈ летом, и это не только потому, что подобный материк покрыт толстым слоем Л., но сверху еще снегом. Южно-полярный материк отдален от всех материков средних широт на 20╟ широты и более, следовательно, температура воздуха на последних не может иметь влияния на первый. Гораздо важнее температура на поверхности моря. Из наблюдений, сделанных экспедицией Росса за 60╟ ю. ш., получились следующие температуры на поверхности моря, за месяцы с декабря по март: <center> 60╟ 62 1 / 2 ╟ = 0,8 62 1 / 2 ╟ 65╟ = 0,7 65╟ 67 1 / 2 ╟ =1,0 67 1 / 2 ╟ 70╟ =1,3 70╟ 72 1 / 2 ╟ =1,1 72 1 / 2 ╟ 75╟ =1,1 75╟ 78╟ =1,3 </center> Отсюда видно, что уже 12≈13╟ севернее берега южно-полярного материка температура поверхности моря, в самые теплые месяцы ниже 0╟, а около 10╟ от берега ниже ≈ 1,0. При большой теплоемкости воды такая температура моря должна останавливать распространение температур выше 0╟ на материк. Нужно еще прибавить одно: при огромном протяжении морей между 45╟ и 70╟ ю. ш. на них бывает и соответственно сильное волнение, а чем более волны, тем более и поверхность воды, с которой соприкасается воздух, тем скорее его температура приближается к температуре воды. Южно-полярный материк, следовательно, отрезан от влияния высоких температур более низких широт, отрезан вследствие того, что окружен поясом морей слишком в 1000 км. ширины, где средняя температура поверхности воды постоянно ниже ≈ 1╟. Температура воздуха вообще несколько ниже температуры поверхности моря, и разность значительно увеличивается с увеличением широты. Особенно замечательны наблюдения в первые 19 дней февраля 1841 г. между 75╟ и 78╟. Средняя оказалось ниже ≈4╟. Нужно вспомнить, что в первые 15 из этих дней солнце еще не заходит в этих широтах; нужно вспомнить накопления тепла к концу лета (в северном полушарии соответствующие месяцы, июль и начало августа, нигде не дали температуры ниже 0╟). Присутствие на океанах южного полушария огромных масс морской воды, холодной, но не замерзающей вполне (образовавшийся Л. постоянно опять разбивается ветрами, так что на достаточно обширном и глубоком море не может быть сплошного ледяного покрова), очень благоприятно для обильного падения снега на соседних материках и островах. Дело в том, что с поверхности воды температурой не ниже ≈ 3 испаряется все-таки довольно много влаги, далее эти пары опять сгущаются, но, конечно, в виде снега, и притом не только зимой, но и летом. Этот снег образует далее снежники, затем ледники и ледяные покровы, от которых отламываются ледяные горы, которые, в свою очередь, охлаждают моря средних широт и производят условия, благоприятные для образования снега. Тут поэтому, следствие реагирует на причину и обратно. Ледяные горы способствуют охлаждению моря на большое пространство. Если б водяной пар, из которого впоследствии образовалась ледяная гора, спустился вниз к морю, в газообразном виде, то его температура была бы гораздо выше, чем вверху. Раз он превратился в снег, а далее в Л., он может в этом виде достигать моря не только при температуре 0╟, но еще требует для таяния 79 1 / 4 калорий. Если принять размер южно-полярного материка от 75╟ до 90╟, то протяжение этого материкового ледяного покрова=8762 тыс. кв. км. или немного более 1 / 30 полушария. Пространство остальных ледников южного полушария незначительно. Все, что мы знаем о высоких широтах северного полушария, ведет к тому заключению, что на нем пространство, покрытое ледниками и материковым льдом, не составляет и 1 / 5 того, которое находится подо льдом в южном полушарии, или менее 1 / 150 пространства полушария. А. В.