CC BY
70
УДК 551.324.296
ИГЛОВСКИЙ Станислав Анатольевич, кандидат географических наук, старший научный сотрудник лаборатории комплексного анализа наземных и космических данных для экологических целей Института экологических проблем Севера Уральского отделения РАН. Автор 73 научных публикаций, в т.ч. учебно-методического пособия
ПЕЩЕРНО-КАРСТОВЫЕ ЛЬДЫ ЮГО-ВОСТОКА БЕЛОМОРСКО-КУЛОЙСКОГО ПЛАТО
Юго-восток Беломорско-Кулойского плато, пещерно-карстовые льды (распространение, виды, условия формирования, минерализация)
Изучению пещерно-карстового оледенения юго-востока Беломорско-Кулойского плато (далее — БКП) посвящен целый ряд работ [1—9, 37]. Наиболее полно этот вопрос был освещен в источнике [10]. Пещерно-карстовые льды в других районах охарактеризованы в исследованиях [11—31]. Современное распространение пещернокарстовых льдов на территории России
обобщено в Атласе снежно-ледовых ресурсов Мира [32] на основе данных Б.Р. Мав-людова [25—27]. Для юго-востока БКП по генезису различают следующие виды пещерно-карстовых льдов: натечный (кора обледенения), капельно-натечный (сталактиты, сталагмиты, сталагнаты), снежно-водяной (пещерный) и сублимационный (пещерная изморозь).
МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДИКА
При изучении пещерно-карстовых льдов использовались общепринятые методические подходы [4, 13—16, 33—35], рекомендации по изучению поверхностных и подземных вод в карстовых районах [30, 31, 36]. Были определены участки формирования и морфологические формы льдов, выявлены схемы циркуляции воздуха в пещерах. Произведены метеорологические измерения в привходовых зонах и галереях, в зонах формирования ледяных образований, буферных
зонах. При микроклиматических исследованиях пещер использовались срочные максимальные и минимальные термометры, аспи-рационные психрометры, термометры марок «ТМ-6», «ТМ-4», «ТМ-10», «ТК-5.01». При изучении минерализации, ионного состава подземных вод и льда в пещерах мы руководствовались стандартными физикохимическими методами [14, 34]. Также использовались неопубликованные архивные материалы государственного заповедника
«Пинежский», любезно предоставленные старшим научным сотрудником, кандидатом
геолого-минералогических наук Е.В. Шавриной.
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
Для сульфатного карста юго-востока БКП характерна современная высокая активность разрушения, обусловленная скоростью химического выноса веществ из массива до 684 т/км2|год и повышенная плотность карстовых форм — 100—500 на 1 км2, в зонах слабо развитого рыхлого четвертичного покрова — до 2800 на 1 км2. На юго-востоке
БКП обнаружено 352 пещеры (длиной более 10 м), из которых 20 имеют протяженность более 1 км [10]. Наиболее крупные пещеры исследуемого района в пределах спелеомассивов рек Пинеги и Кулоя представлены на рисунке 1. Практически во всех из них присутствуют различные виды пещерно-карстовых льдов сезонного и многолетнего развития.
®
а. б.
Рис. 1 а, б. Пространственное расположение пещер юго-востока БКП по [10]: I — '; II — К-3; III — ©.
Условные обозначения: I — пещеры (номер рядом с пунсоном — имя пещеры): 1 — Система Олимпий-ская-Ломоносовская; 2 — ЖВ-1, 2; 3 — Музейная (ЖВ-53); 4 — Хрустальная (ЖВ-54); 5 — Спелео-морье; 6 — Симфония; 7 — Золотой ключик; 8 — Свято-Щельницкая; 9 — Медея; 10 — Юбилейная; 11 — Ленинградская; 12 — Конституционная; 13 — система Кумичевка-Визборовская; 14 — Куло-горская-5; 15 — система Кулогорская-Троя; 16 — Водная; 17 — Северный сифон; 18 — Голубинский Провал; 19 — Малая Пехоровская; 20 — Святоручейная; 21 — Китеж; 22 — Малая Голубинская; 23 — Большая Пехоровская; 24 — Пехоровский Провал; 25 — Высоцкого; II — спелеомассивы рек Кулой и Пинега (К-1 — Нижнесоткинский; К-2 — Среднесоткинский; К-3 — Верх-несоткинский; К-4 — Кулогорский; К-5 — Светло-Олминский; Спелеомассивы: П-1 — Голубинский; П-4 — Пильегорский; П-5 — Вонгский); III — административные районы (номер в пунсоне): 1 — Мезенский, 2 — Приморский, 3 — Онежский, 4 — Холмогорский, 5 — Пинежский.
По характеру «питания» можно выделить атмогенные (сублимационные), конжеляци-онные (наиболее распространенные) и метаморфические пещерно-карстовые льды [34]. Среди участков формирования пещерных льдов капельно-натечные формы являются преобладающими по количеству видов [7, 8]. Типичными формами льда в пещерах являются ледяные кристаллы, сталактиты, сталагмиты, сталагнаты, покровные льды, наледи, жильные ледяные тела, ледяные сифоны, экраны, льды-цементы, сегрегационные кристаллы. Многообразие видов пещерно-карстовых льдов обусловлено различным воздействием воды на карстовый массив.
Их расположение связано с локальным воздействием на участок карстового массива охлажденного воздуха, с режимом влажности и температуры. Последнее обстоятельство отражается на формировании того или иного вида пещерно-карстовых льдов. Сталактиты, сталагмиты и сталагнаты формируются в зонах вертикальной трещиноватости, являясь капельно-натечными льдами и могут иметь длину до 2,5 м. По длительности существования они могут быть как сезонными, так и многолетними. Формирование капельно-натечных льдов происходит в предзимний и предвесенний периоды. В полостях с мощностью кровли менее 15-20 м льды на этих участках не развиваются. Ледяные жилы и покровы характерны для пола, стен и сводов. Наледи (ледяные занавесы, драпировки, потоки) формируются в при-бортовых и привходовых зонах, а ледяные экраны — перед водопадами. Последние имеют высоты до 15 м. Они также относятся к капельно-натечным конжеляционным льдам [17]. При стекании с уступов образуются занавесы и драпировки. Наледи образуют ледяные потоки на наклонных входах в пещеры, потоки на полу и стенах пещер. По возрасту они могут быть перелетками (до
3-х лет) и многолетними образованиями, которые формируются в основном в привхо-довых зонах пещер. Так, в пещере Ледяная Волна прирост наледи происходит в весенне-летний период, а в прочее время наблюдается абляция и передислокация льда. Пластовые ледяные тела характерны для прибортовых и привходовых зон пещер и относятся к капельно-натечным и натечным конжеляционным льдам. Наледи, пластовые тела, ледяные жилы, пробки могут иметь длину до десятков метров [4, 6]. Пещерная изморозь (сублимационные кристаллы) формируется в местах соприкосновения холодного и теплого влажного воздуха, чаще на сводах, трещинах, вторичных отложениях, сталактитах, сталагмитах [3]. Форма кристаллов зависит от температурных параметров. При более низких температурах кристалл становится меньше по размерам. Его форма по мере снижения температуры от -0,5 до -20°С может быть листовидная, лотковая, пирамидальная, прямоугольно-пластинчатая, игольчатая (столбчатая) и папоротниковидная [20, 22]. Пещерная изморозь имеет диаметр до 0,15 м. По времени существования это, как правило, сезонные образования, разрушающиеся в начале лета. Сегрегационные и инъекционные кристаллы формируются на переувлажненном заполнителе. Осыпаясь на пол, ледяные кристаллы переходят в состав метаморфических и озерных льдов. Осадочно-метаморфические льды образуются в привходовых участках пещер, имеют незначительные объемы, образуются при задувании ветром снега в пещерные входы и трещины и длительное время сохраняются там в виде фирна [1]. В пещерах района практически всегда отмечаются пещерные льды подземных озер, водотоков (ледяные мосты, висячие пласты льда, торосы), которые относятся к конжеляционным льдам [10]. Пробки (протяжен-
ностью до 10—20 м) заполняют входы и пережимы, являясь капельно-натечным конжеляционным видом льда. При паводковом прорыве их остатки сохраняются в подвешенном состоянии выше максимума паводка. Развитие пробок ежегодно отмечается в пещерах Большой Пехоровской и им. Высоцкого [6].
На формирование пещерно-карстовых льдов существенное влияние оказали материковые оледенения московского и валдайского возраста, которые вызывали перестройку рельефа предшествующих карстовых генераций [4]. Основное поверхностное закарстование района связано с наступлением и деградацией поздневалдайского (осташковского) оледенения. Возраст пещер — средний (поздний) плейстоцен — голоцен. Сток ледниковых вод вызвал формирование карстовых форм и пещер [4, 10]. Современный облик рельефа сформировался на стыке, с одной стороны, Пинежского и Полтин-ского ледниковых языков Северодвинской лопасти Скандинавского центра, с другой стороны, Кулойского языка Мезенской лопасти Баренцевоморского центра. Пещеры заложены в гипсово-ангидритовой толще соткинской свиты сакмарского яруса нижней Перми [4]. Выделяются несколько структурных типов пещер: линейный, ветвистый, лабиринтный и площадной [4, 10]. Крупные полости в плане линейно-ветвистые (Голубинский Провал, Кулогорские пещеры), с отдельными участками сетчатых лабиринтов (пещера Конституционная). Амплитуда подземного рельефа составляет 10—30 м. Входы в пещеры расположены в бортах речных долин, карстовых логов и котловин.
Развитие пещерных льдов подчинено широтной зональности и определяется расположением карстующегося массива в северной зоне (64° с.ш.), что характерно и для
других регионов [30, 31]. На равнинах граница распространения пещерно-карстовых льдов совпадает с широтой 50—60°. Это может быть связано с расположением их вблизи южной границы многолетнемерзлых пород (далее — ММП). На юго-востоке БКП они располагаются приблизительно в 100—150 км к югу от границы ММП. Пещерно-карстовые льды имеют как сезонное, так и многолетнее развитие и азональный характер распространения, привязанный к залеганию карстовых полостей. Отмечены спорадические находки ММП в окрестностях р. Пинега. В основном они приурочены к торфяникам [10].
Основываясь на данных [13—17, 24, 34], можно отметить, что пещерно-карстовые льды имеют различный генезис: 1) уплотнение снега, фирнизация и превращение в глетчерный лед (в пещерах района встречается редко в силу того, что последние чаще всего имеют горизонтальное залегание и небольшие по размерам привходовые зоны); 2) сохранение в пещерах льда, образованного в условиях многолетней мерзлоты (практически не встречается в пещерах); 3) попадание в холодные (статические) пещеры талой снеговой воды (встречается в исследуемых пещерах); 4) охлаждение воздуха в ветровых (динамических) пещерах (отмечается в исследуемых пещерах); 5) образование пещерной изморози на охлажденной поверхности пород или на льду (характерно для исследуемых пещер). Низкие среднегодовые температуры воздуха на поверхности (-0,5°С) и в полостях (в среднем от 0°С до 2— 3°С в различных участках пещеры) и поступление в пещеры воды приводит к широкому развитию подземных сезонных и многолетних ледяных образований (рис. 2). Длительность существования ледяных образований определяется рядом факторов. Воздействие на их рост оказывает температура воздуха, а деструкция зависит и от повышения тем-
пературы в пещерах и на поверхности, и от динамики циркуляции в массиве водных и воздушных потоков (направления и скорости движения). Наиболее значимым фактором образования льда является наличие в пещерах воды в различных фазах. В жидкой фазе это инфильтрационные воды, а в твердой — снег. Значительна роль воды в парооб-
разном виде, т.к. в большинстве обследованных пещер относительная влажность воздуха колеблется от 85 до 100% [1, 10]. Перенасыщение воздуха влагой уменьшается в направлении от привходовых зон вглубь пещеры, что отражается на сокращении пещерной изморози уже через 100 м сразу после буферной зоны (см. рис. 2).
к к к к ч к к к к к к к к к 15м
ггггггггг ггггггГгг\
Г г Г Г * Г »Г. - 1 М\г\г\Лг\г\г\Д£У ,
й ¥ і г ГГ 1 * * Д | | | \ ' { ( воздуха < 0 t воздуха > 0 * * Ш А л I ! * III 9 . в пещеру 1 '
''В г Г г Г г г г г г ' г г г г г Г г Г г г 5 м
100-20011
§' 1^х12ГПз[Х1
I::
а. б.
Рис. 2. Развитие ледяных образований (а.) и схема движения воздуха в динамической пещере (б.) с использованием данных [24, 37] с изменениями и дополнениями автора.
Условные обозначения: 1 — трещина в своде; 2 — гипс; 3, 4 — капельно-натечные формы: 3 — ледяные сталактиты; 4 — ледяные сталагмиты; 5 — пещерная изморозь; 6 — капель; 7 — движение холодных воздушных масс (зима, ночь); 8 — движение теплых воздушных масс (лето, день); 9 — сифон; 10 — зона замедленного движения воздушных масс; А — зона отрицательных температур; Б — буферная зона; В — зона положительных температур.
В условиях промерзания карстующихся пород даже при значительной открытости входа в пещеру действует температурная компенсация, обеспечивающая сохранность различных видов льда и образуется карстовый тип криотекстур, представленный сетью трещин в карстовых породах, заполненных льдом [1]. По данным многолетних наблюдений [1, 6—10], активное воздействие на пещерно-карстовые льды оказывают паводковые потоки. В пещерах со значительным перепадом между паводковым и меженным уровнем вод происходит разрушение льда до уровня максимального подъема воды.
В пещерах района была определена минерализация пещерно-карстовых льдов и вод. Минерализация последних — сульфатно-кальциевая — варьирует от 0,4—0,8 г/л в паводок, до 1,8—2,5 г/л в меженный период [1, 7]. Особенности химического состава льдов обусловлены высокой скоростью растворения сульфатных пород. Максимальная минерализация характерна для капельнонатечных форм. Величина ее варьирует в пределах 0,8—2,05 г/л. Высокая минерализация отмечается для многолетних наледей — до 1,1—1,66 г/л, что обусловлено фильтрацией вод в раздробленных породах приборто-
вой зоны карстовых логов. В случае замерзания воды на горизонтальных участках пещер образуются покровные льды с более низкой величиной минерализации, составляющей 0,25—0,35 г/л. Тот же порядок насыщения имеют ледяные пробки и жильные ледяные тела. Для льда с поверхности озера в пещере Большой Голубинской отмечен случай понижения минерализации на 2 порядка и смены фациального состава льда на гидрокарбонатно-кальциевый [1]. При сублимационном генезисе также возможно изменение фациального состава на гидро-карбонатно-кальциевый. Степень минерализации пещерной изморози достигает 10— 100 мг/л. Результаты кластерного анализа химического состава льда в пещерах Голу-бинская-1 и Большая Голубинская (рис. 3) показывают, что в большей степени специфичностью химического состава обладают ледяные коры на доломите, что связано с низким содержанием анионов 804 (55,71 мг/л) и высоким содержанием НС03 (104,95). Компактную группу с одинаковым химическим составом образуют сталагнаты различных пещер. Их отличает очень высокая суммарная минерализация, превыша-
ющая 1000 мг/л, обусловленная высоким содержанием катионов Са (более 300 — 500 мг/л), 804 (700-1300 мг/л) и НС03 (более 50-90 мг/л). Также компактную группу составляют ледяные кристаллы, лед с наледи и лед на полу. Их характеризует сходная суммарная минерализация и содержание катионов 804 (до 200 мг/л). Наблюдаемое распределение связано с особенностями формирования этих ледяных образований в различных участках циркуляции подземных вод. В зависимости от длительности существования, сублимационные ледяные кристаллы могут изменять минерализацию от
0,03 до 0,45 г/л, а фациально, соответственно, являются гидрокарбонатно- и сульфатно-кальциевыми. Минерализация подземных льдов зависит от исходной минерализации вод и их фациального состава. Для наледей и жильных ледяных тел, льда-цемента, покровов, сталактитов, сталагмитов и сталагнатов минерализация составляет 1500-2500 мг/л (фация Са804). Для ледяных кристаллов - 200-500 мг/л (СаНС03). Минерализация сталактита из Большого тоннеля пещеры Голубинский Провал составила 1025 мг/л, сталагната — 880 мг/л.
Евклидово расстояние (%)
100 75 50 25 0
і__________і___________і__________і___________і__________і__________і__________і___________і
Рис. 3. Кластерный анализ химического состава различных видов ледяных образований в пещерах Голубинская-1 и Большая Голубинская в 1981—1990 (с использованием архивных данных Е.В. Шавриной).
Примечание. Ось абцисс — евклидово расстояние (%); ось ординат: БТ — сталагнаты, ЬКг — ледяные кристаллы, Ь — лед с наледи, Ьр — лед на полу, ЬК — ледяная кора на доломите.
н
Г
В работах [23, 24] также отмечается, что среди льдов разного генезиса самыми «пресными» являются сублимационные (30— 60 мг/л), а самыми минерализованными — капельно-натечные льды гипсовых пещер (2 г/л и более).
Значительное воздействие на пещернокарстовые льды может оказывать фактор блуждания инфильтрационных вод. При изменении характера питания капельнонатечных форм льда возможно смещение положения зоны развития сезонных ледяных образований либо прекращение их формирования. При сокращении инфильтрации происходит метаморфизация, сухая возгонка льда и его исчезновение с образованием остаточной гипсовой муки. Динамика воздушных масс оказывает существенное воздействие на аградацию и абляцию ледяных образований. При невысоких скоростях движения воздуха изменения направления воздушных потоков, связанные с гравитационными процессами внутри пещер, приводят к таянию многолетних льдов. Такая взаимосвязь в пещере Юбилейная (Сотка-26) привела к развитию событий по цепочке: гравитационное вскрытие - таяние многолетних льдов — дальнейшее усиление активности процессов разрушения пещер.
Максимальный возраст пещерных льдов района был установлен для наледей (ледяных жил) в пещерах Юбилейная (Сотка-26) и Олимпийская. По данным экзогенного отряда ОАО «АГД», он составляет 200 лет (определение проводилось радиоуглеродным методом по остаткам древесины, вмерзшей в лед) [4, 10]. Однако датировка возраста многолетних пещерно-карстовых льдов требует уточнения. Лед таких наледей отличается слоистостью, высоким уровнем метаморфизма. Он, как правило, непрозрачный, с включением воздушных пузырьков. Горизонтальные прослойки песчано-глинистого
состава фрагментов ледяных жил свидетельствуют о многолетнем характере развития [10]. В пещере Олимпийская (зал Арктика) залегает крупное пластовое тело наледи мощностью 3—6 м. С 1977 г. по настоящее время отмечается сильное сокращение ее размеров. В пещере Визборовская (зал Ледниковый) также имеется многолетняя наледь мощностью 2,5 м. Длина ее 20 м, ширина 8 м. В при-входовой зоне встречаются участки с меж-глыбовыми льдами и мелкими наледями. В пещере Юбилейная в 130 м к северу от четвертого входа имеется протяженная наледь — самая крупная на юго-востоке БКП. Ее длина 36—38 м, ширина более 3 м, высота 3—4 м. В пещере Конституционная многолетние ледяные образования также сохраняются в привходовой части в виде жильного льда. Его разрез состоит из толстослоистого, разнозернистого белого льда. В пещере им. 60-летия Октября на входе отмечен многолетний натечный лед. В пещере Малая Голубинская выявлен жильный многолетний лед в прибортовой зоне к северу от входа, в виде пластовой наледи — в зале Ле-допадном. Отмечены следующие размеры наледи: ширина по фронту — 10 м, мощность — 3 м, длина — 3 м. В пещере Китеж встречен многолетний капельно-натечный жильный лед. В настоящее время объемы подземных пещерно-карстовых льдов района значительно сократились по сравнению с наблюдавшимися 20 лет тому назад. Сходные процессы отмечаются и в пещерах Урала [22, 26]. Оледенение пещер зависит от охлаждения полостей зимним воздухом, от величины водопритока в полости и других причин [21]. Эти факторы определяют тип накопления льда в пещерах и имеют ритмический характер, который сказывается как в оледенении пещер, так и в морфологических особенностях льда. Ритмические процессы в оледенении пещер проявляются в виде ди-
намики смещения границ охлаждения пород в полостях до нулевого значения температуры и их промерзания, динамики химизма и морфологии льда [3, 26, 27]. Б.Р. Мав-людовым выделяются следующие ритмические процессы, влияющие на оледенение пещер:
• суточные и многосуточные (7—50 дней) колебания температуры воздуха и водопри-тока, вызывающие изменение формы, химизма и объема накоплений льда;
• сезонные колебания — сезонные изменения в накоплении и деградации льда;
• многолетние колебания — многолетние изменения в накоплении и деградации льда;
• вековые колебания — вековые изменения в накоплении и деградации льда [27].
Поскольку размеры и форма полости определяют возможный объем накопления льда в пещере, то возникают многолетние ритмические процессы в оледенении пещер, обусловленные заполнением всего объема полости льдом. Это было характерно для пещеры Ледяная Волна (рядом с пещерой Китеж) и ряда Кулогорских пещер в 80-е гг., которые впервые были описаны в середине 70-х гг. как открытые. Однако в 80-е гг. прошлого века входы в них были закрыты льдом и открылись лишь в конце столетия [5]. В последнем случае начало цикла льдообра-
зования в пещере может отсчитываться от момента заполнения участка полости льдом, что ведет к изоляции внутренних объемов от внешних воздействий. Различное соотношение морфологических, климатических и гидрологических причин возникновения ритмичности в оледенении пещер приводит к тому, что появляется наложение циклов с разной амплитудой оледенения пещер, которые индивидуальны в каждой полости. Велика роль пещерных льдов как в повышении устойчивости карстового массива, так и в развитии нивальной коррозии. Льды-цементы в условиях трещиноватых пород продляют время существования пещер, являясь механизмом поддержания стабильности их современного состояния [1, 6—8]. Развитие карстовых и криогенных процессов в районе проявляется в увеличении скорости развития карстовых провально-просадочных процессов. Возможны обрушения на входах в пещеры. Внутри пещер обвально-осыпные явления связаны как с гравитацией, так и с таянием многолетних наледей, пластовых, жильных ледяных тел, сталагнатов. В настоящее время в пределах района отмечается возрастание активности провально-проса-дочных и обвально-осыпных активизаций, приуроченных к зонам карстовых логов и речным долинам [8].
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В исследуемом районе развиты пещернокарстовые многолетние и сезонные льды. Они представлены разнообразными морфологическими формами (кристаллы, сталактиты, сталагмиты и сталагнаты, покровные льды, подземные наледи, жильные ледяные тела, пробки, экраны, льды-цементы). По характеру питания их можно разделить на сублимационные, конжеляционные (наиболее распространенные) и метаморфические
льды. При этом в пещерах наиболее интенсивно накапливаются конжеляционные льды. На формирование льда в карстовых пещерах оказывают влияние гидродинамика и микроклимат пещер, активность карстовых процессов и подземных вод. Максимальное развитие льдов отмечается в привходовых участках пещер, а также в зоне отрицательных температур, имеющих протяженность до 100 м. Химический состав льдов обусловлен высокой ско-
ростью растворения водой сульфатных пород. По данным многолетних наблюдений, на существование, сохранность и цикличность развития льдов наибольшее влияние оказывает динамика паводково-меженного
уровня вод и микроклиматических параметров как в пещерах, так и на поверхности. Установлена аградация и деградация многолетних наледей, которая, несомненно, обусловлена региональными изменениями климата.
Список литературы
1. Игловский С.А. Особенности геоэкологического состояния криолитозоны Онего-Двинско-Мезен-ской равнины и полуострова Канин: автореф. дис. ... канд. географ. наук. Архангельск, 2004.
2. Игловский С.А., Шаврина Е.В, Шварцман Ю.Г. Развитие геокриогенных процессов на территории Бело-морско-Кулойского плато Архангельской области // Экология, Север. Екатеринбург, 2000. С. 176—190.
3. Мавлюдов Б.Р. Интенсивность испарения льда в подземных полостях. Результаты измерений испарения льда в пещерах Архангельской области и Памира // Сев. спелеол. альм. 2001. № 3. С. 19—22.
4. Малков В.Н., Шаврина Е.В. Голубинские пещеры на р. Пинеге // Социально-экологические проблемы Европейского Севера / Ин-т экол. проблем Сев. УрО РАН. Архангельск, 1991. С. 175—191.
5. Франц Н. Эти загадочные Кулогоры // Сев. спелеол. альм. 2004. № 3. С. 86—90.
6. Шаврина Е.В. Ледяные отложения пещер Европейского Севера России // Пещеры. Пермь, 1999. С. 82—88.
7. Шаврина Е.В. Ледяные образования Пинежских пещер // Сев. спелеол. альм. 2000. № 3. С. 29—36.
8. Шаврина Е.В. Карст юго-востока Беломорско-Кулойского плато, его охрана и рациональное использование: автореф. дис. ... канд. геол.-минерал. наук. Пермь, 2002.
9. Шаврина Е.В., Малков В.Н. Геологическое строение и рельеф // Структура и динамика природных компонентов Пинежского заповедника (Северная тайга ЕТР, Архангельская область). Архангельск, 2000. С. 15—38.
10. Карст и пещеры Пинежья / В.Н. Малков и др. М., 2001.
11. Альтберг В.Я., Трошин В.Ф. О новых формах кристаллического льда // Изв. Гос. гидрол. ин-та. Л., 1931. № 32.
12. Головков М.П. Заметка о структуре и морфологических особенностях кристаллов льда // Записки Всероссийского минералогического общества. 1939. Т. 68. № 2. С. 163—170.
13. Максимович Г.А. Классификация льдов пещер // Изв. АН СССР. 1945. Т. 9, № 5—6.
14. Максимович Г.А. Краткая инструкция по изучению пещерного льда и ледяных пещер. Пермь, 1946.
15. Максимович Г.А. Пещерные льды // Изв. ВГО СССР. 1947. Т. 79, № 5. С. 237—250.
16. Максимович Г.А. Инструкция по изучению пещерного льда и ледяных пещер // Методика изучения карста. Пермь, 1963. Вып. 9. С. 27—35.
17. Шумский П.А. Основы структурного ледоведения. М., 1955.
18. Ступишин А.В. Пещерные льды Среднего Поволжья и природа их образования // Спелеология и карстоведение. М., 1959. С. 53—62.
19. Алексеев В.Р., Беляк В.И. Пещерные льды Южной Сибири // Вестн. МГУ. 1970. № 1. С. 59—65.
20. Дорофеев Е.П. Многолетняя мерзлота и подземные льды Кунгурской пещеры // Проблемы геометеорологии и аккумуляции зимнего холода. Свердловск, 1990. С. 18—24.
21. Дмитриев В.Е. Оледенение пещер как часть гляциосферы земли // Карст Сибири и Дальнего Востока. Владивосток, 1980. С. 130—145.
22. Дорофеев Е.П., Мавлюдов Б.Р. Динамика оледенения Кунгурской пещеры // Пещеры. Итоги исследований. Пермь, 1993. Вып. 23—24. С. 131—140.
23. Химический состав льдов из карстовых пещер СССР / В.Н. Дублянский, В.Н. Андрейчук и др. // Изучение и использование карста Западного Кавказа. Сочи, 1991. С. 70—72.
24. Дублянский В.Н. Занимательная спелеология. Челябинск, 2000.
25. Мавлюдов Б.Р. Оледенение пещер Памира // Материалы гляциологических исследований. М., 1987. Вып. 59. С. 173—179.
26. Мавлюдов Б.Р. Оледенение пещер Урала // Материалы гляциологических исследований. М., 1988. Вып. 61. С. 123—129.
27. Мавлюдов Б.Р. Оледенение пещер Советского Союза: автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М., 1989.
28. Филиппов А.Г. Ледяные пещеры Иркутской области // Аккумуляция зимнего холода в горных породах и его использование в народном хозяйстве. Пермь, 1981. С. 58—60.
29. Рыжков А.Ф., Лобанов Ю.Е., Мамаев Ю.М. Формирование температурных аномалий и образование атмогенного льда в уральских пещерах в карбонатных отложениях // Проблемы геометеорологии и аккумуляции зимнего холода. Свердловск, 1990. С. 25—28.
30. Ford D.C., Williams P.W. Karst Geomorphology and Hydrology. L., 1989.
31. Форд Д. Карст в холодном климате: эффекты оледенения и мерзлотных условий на карстовых ландшафтах Канады // Сев. спелеол. альм. 2001. № 1. С. 42—63.
32. Атлас снежно-ледовых ресурсов мира. М., 1997.
33. Геокриологические (мерзлотные) исследования: метод. рук. / АН СССР. М., 1961.
34. Гляциологический словарь. Л., 1984. С. 528.
35. Голубев В.Н. Структурное ледоведение. Строение конжеляционных льдов / МГУ. М., 2000.
36. Малов А.И. Подземные воды юго-восточного Беломорья: формирование, роль в геологических процессах: автореф. дис. ... д-ра геол.-минерал. наук. М., 2002.
37. Пещеры Пинего-Северодвинской карстовой области. Л., 1974.
38. Мавлюдов Б.Р. Размышления о льдах в пещерах, о терминологии и не только. // Сев. спелеол. альм. 2005. Вып. 6. С. 45—62.
Iglovsky Stanislav
CAVE-KARSTIC ICE OF THE BELOMORSKO-KULOISKOE PLATEAU SOUTHEAST
Peculiarities of genesis, morphology, chemical composition and space-time manifestations of cave-karstic ice formation and development in the zone of thawed rocks with a seasonally frozen layer in the southeast part of Belomorsko-Kuloiskoe plateau are considered. The history of formation, a current condition and dynamics of cave-karstic ice are viewed.
Рецензент — Шварцман Ю.Г., доктор геолого-минералогических наук, профессор кафедры географии и геоэкологии, директор Центра экологических исследований Поморского государственного университета имени М.В. Ломоносова, заведующий лабораторией комплексного анализа наземных и космических данных для экологических целей Института экологических проблем Севера Уральского отделения РАН
