Исландия – остров огня и льда

Размещено на http://www.allbest.ru/

Курсовая работа

Исландия - остров огня и льда

Оглавление

Введение

Глава 1. Особенности геологического строения Исландии

Глава 2. Вулканизм и его проявления на территории острова

Глава 3. Особенности климата и внутренних вод

Раздел 3.1 Факторы климатообразования

Раздел 3.2 Климатические элементы

Раздел 3.3 Изменение климата

Раздел 3.4 Морское окружение

Раздел 3.5 Реки

Раздел 3.6 Подземные воды, термальные источники и гейзеры

Глава 4. Органический мир Исландии

Глава 5. Экологическое состояние природных ресурсов и проблемы охраны природы

5.1 Природные ресурсы

5.2 Охрана природы

Заключение

Литература

Введение

Республика Исландия в основном занимает территории одноименного острова. Географические координаты: 63°24' (мыс Дирхоулаэй) и 66°32' с.ш. (мыс Рифстаунги), 13°30' (мыс Герпир) и 24°32' з.д. (мыс Лаутрабьярг). Если принять во внимание многочисленные прибрежные островки, то пределы страны расширяются на юге до 63°18' с. ш. (остров Суртсей), на 'севере до 67°10' с.ш. (остров Кольбейнсэй) и на востоке до 13°16' з.д. (остров Хвальсбакур). Северный полярный круг пересекает северную оконечность маленького острова Гримсей, расположенного к северу от Исландии. Положение страны в высоких широтах северного полушария, в преддверии Арктики определяет ее основные природные особенности.

Северное побережье Исландии (от мыса Ходи до мыса Рифстаунги) омывается Гренландским морем, восточное -- Норвежским морем, с юга и запада водами самого Атлантического океана По широкому Датскому проливу, отделяющему Исландию от Гренландии, условно проводят границу между Европой и Северной Америкой.

Здесь расстояние между двумя частями света не превьпщает 280 км, тогда как ближайший выступ Американского континента, полуостров Лабрадор, удален от Исландии на 1750 км. Расстояние от Исландии до Великобритании превышает 800 км, до Норвегии -- 990 км.

Исландия -- второй по величине остров Европы (после Великобритании) наибольшая протяженность его с запада на восток около 500 км, с севера на юг -- 310 км. Вместе с небольшими островами площадь страны составляет 103106 км², однако в хозяйственном отношении фактически освоено не более 1/5 территории, преимущественно прибрежная полоса и долины рек. Обширные внутренние области с менее благоприятными природными условиями все еще составляют резерв для освоения.

Территория страны довольно компактна, в целом остров несколько вытянут с запада на восток. Наиболее значительные полуострова находятся на западе и севере, самый большой из них, Вестфьярдакьяулкинн, более известный под названием Северо-Западного полуострова, соединен с основной частью страны узким перешейком. Этот полуостров наряду с восточным побережьем отличается наибольшим горизонтальным расчленением, северные и западные берега страны тоже расчленены, зато южный берег выровненный. Общая длина береговой линии Исландии -- 5800 км, из них Уз приходится на долю Северо-3аладного полуострова

Вокруг Исландии мало крупных островов. Наиболее значительны: архипелаг Вестманнаэйяр у южного берега, остров Гримсей у северного берега, остров Хрисей в Эйя-фьорде. Зато многие участки побережья, в первую очередь залив Брейди-фьорд, изобилуют шхерами.

ГЛАВА 1. ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ИСЛАНДИИ

Для Исландии, расположенной в области Средне-Атлантического глубинного разлома, где мощность земной коры очень велика (до 28 км), характерны активные проявления молодого кайнозойского вулканизма) Этот разлом сечет вершину подводного хребта Рейкьянес и проходит по территории Исландии, образуя Средне-Исландский грабен (Bemmelen, Rutten, 1955). В северной половине острова грабен простирается с севера на юг, а в южной -- отклоняется к юго-западу, обходя широтное валообразное Тулейское поднятие, продолжением которого являются Гренландско-Исландский и Исландско-Фарерский подводные пороги. К тектоническим разломам, рассекающим поверхность страны на мозаику блоков, приурочены основные вулканические центры. Исландские вулканы отличаются обильным излиянием лавы.

Возраст вулканогенных пород, составляющих основание Исландии, не выходит за пределы палеогена, самые древние из них образовались около 60 млн. лет назад. По возрасту эти породы подразделяются следующим образом

Таблица 1.1

Периоды формирования геологических комплексов

Поскольку перечисленные геологические комплексы предопределили многие региональные особенности природы страны, целесообразно вкратце рассмотреть важнейшие закономерности их строения и размещения. Базальты плато слагают около 1/2 территории Исландии, включая западные и северо-западные районы между заливами Фахсафлоуи и Скьяульфанди, а также восточные районы между заливами Баккафлоуи и Ходна-фьорд). Они имеют разный цвет -- от черного до серого, нередко содержат маломощные прослои выветренного пепла и лавы красного или бурого цвета, а иногда слои осадочных пород -- бурых углей, песчаников и сланцев. По листовым отпечаткам, древесным остаткам и пыльце, сохранившихся в углях, описано свыше 50 видов растений.

По изменению состава ископаемой флоры немецкий геолог Шварцбах и другие исследователи сделали вывод о постепенном ухудшении климата с уменьшением возраста базальтов. Возраст этой ископаемой флоры относят к периоду от эоцена до миоцена, и можно предположить, что древнейшие базальты плато образовались не ранее нижнего эоцена.

Серия базальтов плато сопровождается интрузиями габбро, реже экструзиями и интрузиями риолитов и кварцевых порфиров, нередко базальты прорваны дайками и жилами. Обилие лакколитов и небольших батолитов - особенно характерно для фьордовой области на востоке Исландии, видимо являющейся древнейшей частью страны. Мощность третичных базальтов нередко превышает 4500 м. Английский геолог Уокер установил, что базальты плато образуют обширную синеклизу, погружаясь в сторону Средне-Исландского грабена. На северо-западе острова базальты плато полого падают к юго-востоку, а на северо-востоке - к юго-западу. Заложение рассматриваемой синеклизы и окаймляющих ее антеклиз произошло в течение первой тектонической фазы.

Исландские базальты плато нередко сопоставляют с одновозрастными базальтами Гренландии, Фарерских и Гебридских островов, Северной Ирландии, некогда входивших в состав громадного материка на севере Атлантики. Этот материк иногда называют Туле, а базальты плато -- соответственно тулейскими. После их излияния весь материк долгое время находился в субазральных условиях и подвергался денудации. Только на северо-востоке Исландии найдены морские, лагунные и континентальные осадки верхнего плиоцена мощностью 450 м, обнажающиеся на полуострове Тьёднес, севернее города Хусавик. Они залегают на базальтовом основании, перекрыты слоем базальта и древне-плейстоценовыми морскими отложениями, а затем снова базальтами и сильно дислоцированы. Судя по составу фауны моллюсков из верхнеплиоценовых осадков, температура морских вод тогда была примерно на 5° выше современной. Есть свидетельства более теплолюбивой растительности того времени.

В результате новейших тектонических движений вдоль разломов произошло погружение значительных частей Северо-Атлантического материка под уровень океана, и таким образом прервались сухопутные связи между Гренландией, Исландией, Фарерскими и Британскими островами. Вторую, или основную, тектоническую фазу по морфологическим и палеомагнитным данным предположительно относят к верхнему миоцену либо к нижнему плиоцену. Накопление нижних прибрежно-морских фаций на полуострове Тьёднес происходило в верхнем плиоцене.

Территория Исландии в плиоцен-четвертичное время испытывала неоднократные поднятия, сопровождавшиеся активизацией денудационных процессов. Эйнарссон насчитывает три крупных эрозионных цикла в верхнем плиоцене; о неоднократных перестройках структурного плана свидетельствует также сложная стратиграфия плиоцен-четвертичной толщи на Тьёднесе. В это время в Исландии, вероятно, преобладали восходящие движения, и общие очертания острова тогда приблизились к современным, хотя центральная зона -- Средне-Исландский грабен -- еще была погружена под уровень, океана на значительную глубину. Как заметила Н. Д. Никитина, во время формирования этого грабена, видиБазальтовая гора Киркьюфедль у берега Грундар-фьорда. У подножия горы -- поселок Графарнесмо, уже существовало Тулейское поднятие, поскольку при пересечении этих структур простирание грабена меняется.

В плейстоцене снова активизировалась вулканическая деятельность, сопровождавшаяся накоплением древних серых базальтов (долеритов) в зоне Средне-Исландского грабена, что способствовало консолидации, плато, сложенных тулейскими базальтами.

Древние серые базальты погружаются по направлению к центральной части грабена (что подтверждает наличие синеклизы) и обычно имеют значительную мощность. Период их накопления совпал с распространением покровы оледенения.

В среднеплейстоценовое время вновь усилилились движения вдоль разломов в зоне Средне-Исландского грабена, сопровождавшиеся подледниковыми вулканическими извержениями. В условиях быстрого охлаждения базальтовой магмы в талых водах под ледниковым покровом накоплялись туфы и туфо-брекчии с цементом из гидратированного базальтового стекла -- палогонита, с включениями волнистой, или канатной, лавы. Эти вулканогенные субгляциальные породы, переслаивающиеся с ледниковыми, водно-ледниковыми и эоловыми образованиями, составляют палагонитовую формацию.

В области развития палагонитовых пород межгорные впадины обычно выстланы молодыми светло-серыми долеритовыми базальтами. Здесь отмечено четкое соответствие между уклонами подстилающей поверхности и поверхности молодых базальтов и можно выделить центры извержений, приуроченные к щитовым вулканам. По-видимому, молодые базальты формировались на свободной ото льда территории в межледниковое время. Сами склоны щитовых вулканов и расходящиеся от них лавовые потоки сохраняют следы ледниковой штриховки.

Плейстоценовое оледенение на территории Исландии исследовано еще недостаточно. Тороддсен по данным ориентировки ледниковых шрамов и борозд установил, что в плейстоцене льды распространялись преимущественно из центра Исландии к побережью, а на Северо-Западном полуострове существовал центр местного оледенения, неизменно сохранявший свою самостоятельность. Мощность ледникового покрова в центральной части страны оценивалась примерно в 1 км, а на северо-западе -- в 400-500 м)

Тороддсен первый выдвинул гипотезу о том, что во время оледенения некоторые горные районы не покрывались льдом и служили убежищами (рефугиумами) для растений и животных. Эти представления поддержали ботаники и зоологи, изучавшие современные ареалы растений и животных, а также многие геологи и географы. Вероятность существования ледниковых убежищ поблизости от горячих источников и фумарол была отмечена Бартом на основании наблюдений в районе Кед-лингарфьёдль. К числу убежищ относят также район между заливами Скага-фьорд и Скьяульфанди, острова Вестманнаэйяр, остров Гримсей и др. Гипотеза о ледниновых убежищах еще окончательно не доказана и имеет немало противников.

Равным образом в Исландии еще не разработана схема стратиграфического подразделения плейстоцена, несмотря на находки многочисленных слоев с остатками ископаемой флоры и фауны. Поскольку такие слои в большинстве случаев представлены глинистыми фациями, содержащими раковины морских моллюсков, было сделано заключение о широком распространении межледниковых морских бассейнов . Состав ископаемой флоры и фауны во многих разрезах оказался сходным с современным, но в нескольких местах были получены несомненные свидетельства существования более теплолюбивых растений или животных. Например, в обнажении у горы Стёд на севере полуострова Снайфедльснес в межледниковых глинах была найдена пыльца сосны, ели, березы, ольхи и ивы. Исследуя состав ископаемых моллюсков, Шварцбах датировал некоторые межледниковые горизонты нижним плейстоценом, а другие -- средним и верхним.

Таяние ледникового покрова в конце плейстоцена оказало большое влияние на развитие природы страны. Впервые конечная морена позднеледникового возраста была описана для района к юго-западу от Геклы. На севере острова в 50 км от побережья обнаружен пояс краевых ледниковых образований шириной до 3 км и высотой до 100 м. Эти образования относят к стадии холкот, являющейся возможным аналогом стадии сальпаусселькя в Скандинавии.

В позднеледниковое время вследствие таяния ледников уровень моря у берегов Исландии поднялся. Об этом свидетельствуют галечниковые террасы, древние клифы и горизонтально лежащие слои морских глин с раковинами моллюсков, обнаруженные на значительных высотах. Самые высокие береговые линии, расположенные на высоте 110 м на юге, в районах Хольт, Хреппар и Ландссвейт, 80--90 м в районе Боргар-фьорда и 40-- 50 м в окрестностях Рейкьявика и других западных, северных и восточных районах, по-видимому, образовались одновременно. Раньше их датировали концом алле-рёда или верхним дриасом.

Высочайшие древние береговые линии формировались в условиях равного влияния эвстатических и изостатических факторов. Последующая регрессия моря на 2--4 м ниже современного уровня была обусловлена поднятием суши, которое завершилось менее чем за 2000 лет. В это время, сопоставляемое с ранним голоценом, происходила мощная аккумуляция зандровых песков и галечников, перекрывших морские глины. В результате врезания рек образовались галечниковые террасы, четко выраженные в долинах на севере страны, где поднятие было более интенсивным.

За последние 9000 лет уровень моря у берегов Исландии резко не изменялся. Признаки молодой трансгрессии установлены только в районе Хрута-фьорда в вершине залива Хунафлоуи, где сохранились террасы высотой 4--6 м, содержащие Zirphaea crispata,Nucella lapillus и других теплолюбивых моллюсков. Образование этих террас относят к атлантико-суббореальному времени. В субатлантическое время проявились признаки слабой трансгрессии во многих прибрежных районах Исландии.

В голоцене масштабы вулканической деятельности несколько сократились. Наиболее активно вулканизм проявился в центральных районах Средне-Исландского грабена, включая полуостров Снайфедльснес. Многие действующие вулканы этой зоны окаймлены лавовыми полями с хорошо сохранившимися первичными аккумулятивными формами. Благодаря этой особенности послеледниковые лавовые поля легко отличаются от более древних.

Глава 2. Вулканизм и его проявления на территории острова

Вулканическая деятельность в ее многообразных проявлениях активно повлияла на морфоструктурный план, а также на многие черты морфоскульптуры Исландии. Поскольку вулканические очаги нередко находились близко один от другого, общее число их трудно указать точно. Всего на острове известно около 140 вулканов послеледниксвбго возраста, 30 из них извергалось за последнее тысячелетие (после заселения страны). На каждые 5--6 лет в течение последних веков приходится в среднем одно извержение.

Современный вулканизм Исландии - непосредственное продолжение четвертичного вулконизма, проявляется он главным образом в зоне Средне-Исландского грабена, где сосредоточены - активные очаги. Одна из 2 основных вулканических зон идет от полуострова Рейкьянес через ледник Лаунгйёкудль к заливу Скьяульфанди, другая зона -- от Геклы до Эйяфьядлайёкудля к северозападному краю Ватнайёкудля и далее к заливу Ахсар-Фьорд.

Чтобы составить хотя бы общее представление о разнообразии вулканогенных форм рельефа Исландии, целесообразно использовать генетическую классификацию Хуртига с некоторыми дополнениями.

Таблица 2.1

Вулканогенные формы рельефа Исландии

В четвертичное и историческое время в Исландии преобладали трещинные извержения, что определило широкое распространение линейных эруптивных форм. Наиболее типичные вулканические центры -- зияющие трещины и эксплозионные грабены. Первые отличаются обильными покровными излияниями, преимущественно основных лав. Из одной и той же трещины извержение происходит только один раз. При повторном извержении открывается новая трещина, иногда в нескольких сотнях метров от предыдущей. Извержения могут происходить одновременно из нескольких близлежащих трещин. На месте трещин возникают сбросы и грабены. Эксплозионные грабены -- это узкие впадины с крутыми обрывистыми бортами, заполненные туфами и туфо-брекчиями наряду с лавами.Вулкан Элдгьяу, расположенный северо-восточнее Мирдальсйёкудля, -- типичная трещина. Его максимальная ширина около 600 м и максимальная глубина до северной части около 140 м. Извержение этого вулкана состоит из нескольких фаз -- взрыва, интервала с небольшим излиянием лавы и образованием кратеров вдоль дна трещины, обильного излияния лавы.

Трещинные извержения сопровождаются образованием ряда круглых и овальных конусов с кратерами. Из таких вулканов лава изливается узкими потоками, которые на некотором расстоянии от трещины сливаются в широкие потоки, образуя лавовые поля. Вдоль отдельных трещин конусы значительно удалены друг от друга, но иногда почти сливаются. Примером может вулканическая цепь Лаки, состоящая из ста кратеров, она тянется на 25 км вдоль трещины у юго-западной оконечности Ватнайёкудля. Здесь в 1783-1784 гг. шло колоссальное извержение, во время котооого было выброшено 12,3 км³ лавы и образовалось лавовое поле площадью 565 км².

При подледниковых трещинных извержениях возникают вытянутые грядовые формы, обычно сложенные палагонитовыми туфо-брекчиями. Примеры таких вулканических гряд -- Наумафьядль к востоку от озера Миватн, Свейфлухёульс и Нуфлидархёульс на полуострове Рейкьянес и др.

Молодые лавовые поля в зоне активного вулканизма занимают площадь 11 000 км². Мощность лав там иногда измеряется сотнями метров. На поверхности полей сохранились своеобразные хаотические нагромождения застывшей лавы, мало затронутые эрозией и выветриванием. Такие формы рельефа возникли при излиянии очень вязкой лавы. Неровная поверхность глыбовых лав делает эту местность труднопроходимой. Более плоские плитчатые и канатные лавы тоже малоблагоприятны в этом смысле. На многих полях представлены оба типа лав в разных соотношениях. Крупнейшее лавовое поле Исландии -- Оудаудахрёйн занимает около 4000 км² и находится в центральной части страны, к северу от Ватнайёкудля. Его высота 800--1000 м. Над лавовой поверхностью поднимаются многочисленные вулканические массивы высотой до 1500 м и более.

На лавовых полях местами встречаются простые эруптивные образования центрального типа -- конусы высотой не более 15--20 м, сложенные вулканическим пеплом и обломочным материалом. Они обычно расположены многочисленными группами, или роями. Особенно характерны такие кратерные рои для районов Хверфьядль восточнее озера Миватн, Рёуд-холар около Рейкьявика, Ландброт и Аулптавер на прибрежной равнине между Мирдальсйёкудлем и Ватнайёкудлем. По Тоураринссону, кратерные рои возникли там, где лава текла по болотам, мелководным озерам, либо в условиях неглубокого залегания грунтовых вод. Здесь происходило значительное выделение пара, который прорывался сквозь лаву, создавая небольшие кратеры, не связанные каналами с жерлом вулкана. Такие формы рельефа В.И. Влодавец назвал псевдократерами.

В Исландии есть несколько стратовулканов. Среди них особенно известен вулкан Гекла, возникший в результате многократных извержений на месте линейной трещины. Этот типичный стратовулкан имеет форму опрокинутой ладьи. Помимо Геклы к стратовулканам относят покрытые льдом вулканические массивы Эрайваиекудль, Эйяфьядлайёкудль и Снайфедльсйёкудль, где часто происходят бурные подледниковые извержения. В Исландии широко распространены щитовые вулканы гавайского типа. Они образовались при последовательном наслоении тонких пластов очень жидкой лавы. Щитовые вулканы действовали в ледниковое и ледниковое время, но ни один из них не был активным течение последних двух тысячелетий. Наиболее изстен щитовой вулкан (Скьяльдбрейдур (1060 м) расложенный в 56 км к северо-востоку от Рейкьявика. В районе поля Оудадахрёйн есть несколько щитовых вулканов: Трёдладингья, Коллоуттадингья, Кедлингардингья, Кетилдингья.

Особое место среди центральных эруптивных форм занимают столовые горы, отличающиеся, как правило, крупными размерами и довольно крутыми склонам. Их цоколь сложен палагонитовыми туфо-брекчиями мощностью не менее нескольких сот метров. Выше залегает маломощный бронирующий покров базальтов и молодых лав. Таким образом, условия седиментации изменялись от подледниковых к субаквальным и субаэральным. Сильно расчлененные столовые горы, нередко напоминающие альпийские горы (например, в массиве Кедлингар - фьёдль), сформировались под влиянием плейстоценовых ледников, а также послеледниковой денудации, однако известное воздействие оказали также дифференцированные движения вдоль разломов. В голоцене в некоторых столовых массивах продолжались вулканические процессы, и там появились свежие лавовые поля. К таким массивам относят Хердубрейд (1682 м), возвышающийся на 700 м-над лавовым полем Оудадахрёйн.Крутизна склонов этой столовой горы местами достигает 30-50°.

Юго-западнее горы Хердубрейд находится крупнейшая кальдера Европы -- Аскья площадью 50 км², имеющая коробкообразную форму (отсюда ее название, в переводе означающее «коробка»). За историческое время этот вулкан извергался не менее шести раз. Наиболее сильное извержение в 1875 г. отличалось колоссальным выносом кислых продуктов, особенно пемзы. В это время в юго-восточной части Аскьи образовалась молодая кальдера, ныне занятая глубоким озером Эскьюватн; отметка его уреза -- 1053 м над уровнем моря. Дно кальдеры Аскья находится на абсолютной высоте 1100-1200 м, а гребень -- на высоте 1300--1350 м. На склонах кальдеры широко развиты лавовые покровы различного возраста, связанные с молодыми разломами.

Самое последнее извержение Аскьи произошло осенью 1961 г. 6 октября в северо-восточной части кальдеры после слабого землетрясения открылась гидротермальная трещина меридионального простирания, в которой начали действовать фумаролы. В середине октября были отмечены признаки возросшей активности одного из кратеров. 19 октября из него вырвалась огромная струя пара, град обломков был выброшен на высоту более 100 м. 26 октября утром произошло сильное землетрясение, после которого из трещины широтного простирания протяженностью 750 м началось излияние лавы. Над районом извержения поднялись облака черного дыма высотой до 10 км, на следующий день их высота уменьшилась примерно до 2 км. Фонтаны огненно-жидкой лавы в первые часы извержения достигали в высоту более 300 м, затем фонтанирование постепенно ослабело. На третий день лава поднималась на 150--200 м, на четвертый -- на 75--100 м, на восьмой -- на 50 м.

Вулканизм влияет на формирование рельефа и в настоящее время. Об этом, например, свидетельствует образование вулканического острова Суртсей юго-западнее архипелага Вестманнаэйяр. 14 ноября 1963 г. в этом районе было замечено подводное извержение, когда над поверхностью океана поднялись клубы черного дыма, но еще задолго до этой даты на дне океана начал формироваться конусовидный купол, достигший высоты 130 м. После того как этот купол поднялся над уровнем океана, вода долгое время проникала в жерло вулкана либо сверху, либо через отверстия в стенках кратера. От соприкосновения с холодной водой лава, поступавшая из глубинных магматических очагов, постепенно остывала и забивала жерло.

Периодически происходили взрывы с выносом пепла и пемзы в виде густой темноокрашенной массы, от которой нередко отделялись вулканические бомбы с черными пепловыми шлейфами. Серовато-белые клубы водяного пара устремлялись вверх на 5--9 км, а обломки разносились ветром на расстояние до 1--1,3 км.

В конце января 1964 г. кратер совершенно закрылся и на смену ему появились три других кратера. Один из них с апреля 1964 г. стал центром излияния лавы. Стенки его были настолько плотными, что морская вода больше не проникала в жерло вулкана. Извержения сопровождались раскатистым гулом, тогда как прежде пар способствовал ослаблению шума. Кратер наполнился лавой, от него к берегу океана устремились багряные огненно-жидкие потоки. У самого берега, на контакте с водой, поднималась стена пара. Остывая, лава бронировала ранее отложенные туфовые толщи, защищая молодой остров от морских волн.

Глава 3. Особенности климата и внутренних вод

3.1 Климат

Климат Исландии зависит от ее положения в довольно высоких широтах -- между 63°24' и 66°32' с.ш., близ Северного полярного круга. Даже на крайнем юге страны полуденная высота солнца над горизонтом не превышает 50° в середине лета, а в середине зимы составляв всего 3°. На крайнем севере в середине зимы солнце не подымается над горизонтом.

Средняя годовая величина суммарной радиации колеблется от 60,6 ккал/ см² в 1959 г. до 73,2 ккал/см² в 1958 г. Наибольшие значений приходятся на конец весны и лето: май 39,7 ккал/ см² июнь 36,6, июль 42,0, август 32,1, а наименьшие -- на зимние месяцы: декабрь 0,5 январь 1,2, февраль 5,6 ккал/ см² . Этот минимум зависит от малой высоты солнца над горизонтом и не обнаруживает существенных отклонение в зависимости от облачности. Напротив, в период максимального притока радиации солнце стоит наиболее высоко над горизонтом, но в зависимости от характера облачности могут быть немалые колебания.

На климат Исландии активно влияет возвышенный сильно пересеченный рельеф. Значительная часть находится на высотах более 200 м, средние высоты оцениваются в 500--600 м, но есть немало горных массивов, поднимающихся до 1700--2100 м. Возвышенное положение определяет вертикальную поясность климата (например, понижение температур с высотой). Субширотная полоса высоких массивов (Ватнайёкудль, Хофс-йёкудль, Лаунгйёкудль и др.) является не только главным водоразделом страны, но и ее основным климаторазделом.

Воздействие рельефа на климат увеличивается в сильно пересеченных фьордовых областях на северо-западе и востоке Исландии, определяя режим ветров, распределение осадков и температур и т.д. Однако и в других местностях пересеченность рельефа выступает в роли активного климатоформирующего фактора, от которого зависит прежде всего радиационный режим при незначительной высоте солнца над горизонтом. Недаром эта особенность учитывалась при выборе мест для поселений. В районах сильно расчлененного рельефа хутора, как правило, расположены на солнечных склонах.

Вдоль южных и западных берегов проходит теплое течение Ирмингера, ветвь Северо-Атлантического течения, а вдоль северных и восточных -- холодное Восточно-Исландское течение, ветвь Восточно-Гренландского течения. Различия этих течений резко выражены у северо-западных берегов Исландии и в меньшей степени -- у юго-восточных. Благодаря теплому течению прибрежные районы на юге и западе находятся в более благоприятных термических условиях, чем на севере и востоке; Любопытно указать, что в связи с общим улучшением климата в XX в. охлаждающее влияние Восточно-Исландского течения стало менее заметным.

Над территорией Исландии распространяются потоки воздуха, обладающие различными физическими свойствами. Морской полярный воздух, поступающий из умеренных широт Атлантики, оказывает смягчающее влияние на климат острова и придает ему океанические черты. Вторжение арктического воздуха, напротив, способствует большему охлаждению территории и появлению некоторой континентальности. В течение всех сезонов года для Исландии характерно интенсивное развитие циклонов на арктическом фронте; вторжения и атлантического и арктического воздуха тесно связаны с этим процессами.

Циклоны распространяются из центральных частей области низкого давления, известной под название Исландского минимума. Эта депрессия располагаете к западу-юго-западу от берегов Исландии, и ее центр находится примерно в 160 км от мыса Рейкьянес. Смежные ядра низкого давления обычно находятся у Лофотенских островов и в проливе Дэвиса. Вместе с соподчиненными минимумами Исландская депрессия может охватывать огромную территорию в северной части Атлантики. Формируясь над океаном, эта область низкой давления через систему ветров непосредственно влияет на циркуляцию океанических вод. Вследствие преобладающего западного переноса воздушных потоков Исландский минимум активно воздействует на климат и погоду не только Исландии, но и почти всей Европы. Он же практически диктует режим навигации и морского промысла на севере Атлантики.

В зимнее полугодие (октябрь--март) Исландская депрессия глубиной до 995 мб и более располагается над Северной Атлантикой. В остальную часть года она может заполниться и сместиться в область Канадского арктического архипелага или в Северную Европу, но смыкается ни с Северо-Азиатской, ни с Северо-Американской депрессиями. При этом на средних месячных картах область Исландского минимума часто оконтурена только одной изобарой (1010 мб). Иногда Исландская депрессия летом может вообще отсутствовать, в целом, однако, она представляет собой довольно постоянное и весьма компактное образование.

Лучшая выраженность его в зимние месяцы обуславливает усиленное развитие циклонической деятельности. Средняя месячная повторяемость циклонов зимой состовляет 6, а летом --2,5. Около 80% всех циклонов, наблюдаемых в Исландии, характеризуется давлением ниже 1000 мб.

Проникновение арктического воздуха с северо-востока и морского полярного с юго-запада, связанное с циклонической деятельностью, определяет климатические особенности и режим погоды в Исландии. Активный циклоногенез зимой сопровождается частыми вторжениями морского полярного воздуха, что вызывает резкую положительную аномалию температур и преобладание пасмурной погоды с осадками. Летом учащается вхождение арктического воздуха, способствующее понижению температур и установлению сухой прохладной погоды.

В течение всего года в Исландии преобладает значительная облачность, в сезонном ходе ее выражен зимний максимум. Облачность свыше 7 баллов (по десятибалльной шкале) наблюдается более 3 месяцев на станции Тейгарходн на восточном побережье, менее 6 месяцев во многих внутренних и северо-восточных районах, свыше 6 месяцев на южном, западном и северном побережьях. Наибольшие показатели отмечены на северном краю Северо-Западного полуострова, где небо затянуто облаками около 9 месяцев в году.Число ясных дней (с облачностью менее 1 балла) на большей части острова колеблется в среднем от 10 до 20 в год, только в районах северного побережья и на^; станции Тейгарходн оно менее 10. Больше всего ясный дней в Хусавике (40) и Сейдисфьордуре (30).

Благодаря положению страны в высоких широтах и преобладанию облачных дней общая сумма часов солнечного сияния невелика: в Рейкьявике 1241 час в год (т. е. немногим более 28% от средней нормы для соответствующей широты), а в Акурейри -- всего 975 часов (22,5%). Эта величина сильно сокращается на затененных склонах, что принималось во внимание при выбор мест для поселений..

На южном и западном побережьях благодаря теплому течению Ирмингера зима довольно мягкая. Самый холодный месяц -- февраль, но по средним температурам он очень мало отличается от января. Средняя темпиратура января колеблется в пределах от 0° до минус 2°, а на крайнем юге страны отмечены температуры выше 0° (в Вестманнаэйяре 2°). На восточном побережье Исладии северо-восточные ветры, дующие с океана, оказывают смягчающее влияние. Средняя температура января здесь примерно такая же, как и на западном побережье. Северное побережье отличается более холодной зимой, что связано не только с положением в более северных широтах, но также с частыми вторжениями арктического воздуха и близостью холодного течения. Средняя температура января здесь минус 2°. Континентальное влияние выражается в постепенном понижении средней температуры января по мере удаления от побережья к центру острова (минимальные минус 6 - минус 7° в приледниковых районах). Эта тенденция заметно выражена даже в пределах приморской полосы. Так, в Рейкьявике средняя температура на 0,6° ниже, чем на мысе Рейкьянес. Наиболее резкими контрастами отличается страны, где средняя температура января на побережье 0°, а на Ватнайёкудле -- минус 6° и ниже.

Лето в Исландии холодное. Даже в самые теплые дни температура не достигает 20°. Средняя температура июля на южном, западном и восточном побережьях около 10°, а на северном побережье и во внутренних районах менее 10°. Только в некоторых частях страны она держится выше 11-12°: на побережье залива Фахсафлоун, на южном берегу между полуостровом Реикьинес и Мирдальсйёкудлем и далее на низменностях вплоть до края Ватнайёкудля, а также в районе озера Лёгуридн. Для Исландии имеются данные о числе дней с темпе-ратурами ниже 0°. Эта величина на южном побережье составляет 90--100 дней, на восточном и западном 120--130 на северном 140--150, а во внутренних районах 180-210. Максимум (215 дней) зарегистрирован на станции Гримстадир на северо-востоке страны, минимум (65 дней) - в Вестманнаэйяре.

Число дней в году с осадками последовательно уменьшается от 225 на юго-западе до 150 во внутренних районах и 125 на крайнем северо-востоке. Весной больше всего осадков выпадает на южном побережье и меньше всего -- на северо-восточном. Летом увлажнение повсеместно невелико, небольшой максимум выражен на северо-востоке и небольшой минимум -- на юге и западе страны. Осенью суммы осадков всюду возрастают, особенно вдоль всего северного берега. Зимой вновь проявляется различие между сильно увлажненным южным и западным побережьями и более сухим северо-восточным.

Наибольшие суточные суммы осадков в Фагурхоульсмири у южной оконечности Ватнайёкудля составляют 125 мм, в других районах на восточном и юго-восточном побережье -- более 100 мм. Здесь осадки увеличиваются, вероятно, при возникновении неустойчивости в восходящем потоке океанического воздуха. Влияний рельефа проявляется также на архипелаге Вестманнаэйяр, на западном крае Северо-Западного полуострова, в окрестностях Акурейри и других районах с интенсивным выпадением осадков. В среднем по Исландии эта величина колеблется от 50 до 75 мм в сутки.

Снег составляет значительную долю от общего количества выпадающих в стране осадков. Число дней со снегопадами достигает минимума на юго-востоке (30 дней за год) и максимума на Северо-Западном полуострове и особенно во внутренних районах (более 90 дней). В прибрежных районах число таких дней колеблется между 40 и 60.

Продолжительность снежного покрова -- очень важный климатический показатель, поскольку от него зависят сроки использования пастбищных угодий. В узкой полосе вдоль юго-восточного берега снег держится менее 1 месяца, а на большей части южного и западного побережий -- менее 2 месяцев. На севере Северо-Западного полуострова и во внутренних районах на северо-востоке устойчивый снежный покров сохраняется более 5 месяцев, с ноября до марта -- апреля.

Град в Исландии бывает крайне редко. Туманы в Исландии довольно обычное явление. Наибольшее число дней с туманами отмечено в Вестманнаэйреяре -- 71 за год, на восточном побережье таких дней бывает более 40, а на западном и во внутренних районах менее 10. Наиболее часты адвективные, а также фронтальные туманы, возникающие на контакте разнородных воздушных масс. В годовом ходе туманов четко выражен зимний минимум и летний максимум, что свидетельствует о преобладании адвективных туманов. Особенно известны густые туманы, окутывающие северо-западные берега страны в начале лета, когда усиливается контраст теплого и холодного течений в этой области.

Самое высокое атмосферное давление во всей стране приходится на май, хотя только на востоке и севере оно превышает нормальное давление над уровнем моря. На юго-западном побережье среднее давление достигает 758,9 мм, а на северном -- 760,4 мм. В конце весны господствуют ветры с северной составляющей.

Рассматривая годовой ход атмосферного давления в Рейкьявике и Акурейри, можно отметить, что обычно повышение от января к маю происходит очень быстро и регулярно, а затем довольно постепенный спад до августа и более резкий -- до ноября, когда давление очень низкое. В целом ход давления зеркально противоположен ходу осадков, четкий минимум которых почти повсюду приходится на май. Это ясно свидетельствует о циклоническом генезисе большей части выпадающих в стране осадков.

Из-за частого прохождения циклонов ветровой режим в Исландии отличается резкими изменениями, однако общее направление воздушного потока над страной имеет восточную составляющую. Особенно часто повторяются восточные и северо-восточные ветры, ни на одной из станций не отмечено преобладания западных ветров. Направление и скорость ветра у земной поверхности часто меняются в зависимости от простирания долин, фьордов и т.д. Как правило, и зимой и летом ветры, дующие с суши вдоль фьордов, обладают большей силой, чем ветры с океана. Объясняется это тем, что возвышенные внутренние районы Исландии, местами увенчанные шапками льда, служат постоянным резервуаром холодного воздуха, который с нарастающей, скоростью спускается по долинам. Однако по мере сокращения притока холодного воздуха скорость таких ветров уменьшается довольно быстро, и в верховьях фьордов они редко продолжаются больше нескольких часов, тогда как в открытых частях побережья сильные ветры дуют в течение многих суток. Стоковые ветры очень порывисты. Обычно короткие, но бурные шквалы вызывают сильное волнение в прибрежных водах, создавая опасность для судов. Безветренная погода на открытых частях побережья бывает очень редко, а в вершинах фьордов гораздо чаще. На мысе Рейкьянес, например, вероятность штилей составляет 1,9%, а в Сейдисфьордуре в вершине одноименного фьорда достигает 42%. Все станции с вероятностью штилей менее 10% сосредоточены на южном западном побережьях. Таким образом, данные о ветровом режиме свидетельствуют о климатических различиях не только между прибрежным и внутренними районами, но и между юго-западом северо-востоком страны.

Во внутренних районах страны нередко бывают пыльные бури (местное название -- мистур), которые связывают с блокирующим влиянием горных массивов, увенчанных ледниками. С подветренной стороны такого массива образуется область (или отрог) низкого давления, где устанавливается солнечная сухая погода, способствующая развитию процессов физического выветривания. Тут возникают вихревые возмущения диаметром несколько десятков сантиметра которые поднимают пылеватые частицы вверх. Нередко при слиянии отдельных вихрей над поверхностью проносятся густые клубы пыли. Стоковые ветры с ледника могут подхватывать весь этот пылеватый материал и переносить его на значительные расстояния.

3.2 Гридрология

Исландия не только страна огня и льда, но и страна воды. Обилие влаги здесь составляет, пожалуй, самую типичную особенность ландшафта. В условиях влажнго климата, легко размываемых пород и пересеченного рельефа возникла довольно густая сеть коротких рек с немногочисленными притоками. Только четыре реки имеют длину более 160 км: Тьоурсау, Йёкульсау-ау Фьёдлум, Хвитау-Элфусау и Скьяульфандафльоут.

В пределах третичных базальтовых плато на северо-западе и востоке Исландии речная сеть наиболее зрелая, многие долины в поперечном сечении имеют U-образную форму, характерную для трогов; продольные профиля рек довольно плавны. В этих районах высокие водопады встречаются в местах впадения молодых висячих боковых долин в троги. В остальной части страны речная сеть молода, на всех реках множество порогов и водопадов, продольные профили рек ступенчатые. Самый большой водопад -- Хауифосс (130 м) расположен на реке Фоссау, правом притоке Тьоурсау.

Таблица 3

Площади бассейнов крупных рек Исландии (в кмі)

По гидрологическим особенностям Кьяртанссон (1965) выделяет в Исландии три типа рек. В несколько измененном виде эта классификация используется в практической деятельности гидрологического отдела Государственного энергетического управления Исландии.

К первому типу относят реки ледникового питани их легко отличить по мутному, молочно-белому цвету воды из-за взвешенных илистых частиц (ледниковой мути). Эти реки берут начало у края ледников; помимо взвешенного ила они переносят по дну значительно количество крупнозернистого материала. Обычно реки разветвляются на многочисленные, часто меняющиеся рукава и протоки и образуют зандровые поля у края ледника (Скейдараурсандур), а иногда и далеко от ледникового края (Херадссащгур, Келдухверфи).

Для рек ледникового питания характерны значительные сезонные колебания стока. Максимум обычно приходится на июль и начало августа (таяние льда в горах), а минимум -- на январь -- февраль, когда расход уменьшаются примерно втрое по сравнению с летом. Вода в этих реках очень холодная. В самый разгар лета ее температура поднимается всего на несколько градусов выше нуля. Даже привыкших к холоду исландских пони приходится силой загонять в ледяную воду во время переправ.

Довольно значительны суточные колебания стока, зависящие от температуры воздуха и абляции у края ледника. В ранние утренние часы расходы наименьшие, днем, особенно при сильном нагревании поверхности или во время теплых дождей, абляция и сток возрастают, причем максимальные расходы бывают ночью. На реках ледникового питания время от времени происходят катастрофические паводки, вызванные подледниковымй вулканическими извержениями. К первому типу относятся многие крупные реки, в том числе Тьоурсау и Йёкульсау-ау-Фьёдлум, самые большие в стране.

Реки второго и третьего типа часто объединяют на том основании, что они не связаны с ледниковым питанием и вода в них прозрачного цвета. Исландцы называют их «реками, несущими воду с гор». Сюда относятся реки дождевого и снегового питания, для которых типичны значительные колебания расходов. Максимальный сток приходится на весенние месяцы, когда тает снег, а минимальный -- на конец лета, перед началом осенних дождей. Температура воды этих рек сильно колеблется, следуя примерно изменениям температуры воздуха (когда она выше 0°). Реки замерзают очень быстро, и во время сильных морозов мощность льда может быть довольно велика. В случае оттепели лед взламывается, и начинаются бурные зимние паводки. При этом сток достигает максимума. Реки дождевого и снегового питания -- наиболее распространенный тип исландских рек. Реки эти отличаются большой эродирующей способностью и значительным твердым стоком.

К третьему типу относятся реки грунтового питания с равномерным водным режимом; их сезонные и даже суточные колебания незначительны. Паводки бывают очень редко. Эти реки обладают малой эродирующей способностью, их воды имеют практически постоянную температуру. Нередко реки берут начало у края лавовых полей, где выходят грунтовые воды. Замерзают они редко. Их часто используют как источник гидроэнергии. К данному типу относят Сог, Лаксау и многие др.

На всех реках Исландии во время таяния снега и льда бывают паводки.

Нередко бурные разливы могут быть вызваны ледовыми и снеговыми заторами. Некоторые реки при этом выходят из берегов. Известны случаи образования мощных ледовых и снеговых плотин и их катастрофического спуска. Особенно разрушительной силой отличаются ледниковые паводки -- йёкудльхлёупы, связанные с внезапным таянием огромных масс льда.

Причиной этих паводков обычно бывают подледниковые вулканические извержения, сопровождаемые землетрясениями. Ледниковые паводки могут вызвать спуск приледниковых озер и откол крупных ледяных глыб. Степень разрушительного воздействия ледниковых паводков зависит от характера вулканического извержения. При взрывном извержении выбрасывается много пепла, который уносится во взвинченном состоянии талыми водами. Попадая на поверхность ледника, пепел усиливает таяние. Если извержение сопровождается обильным образованием перегретого водного пара, это также способствует быстрому таянию вышележащих толщ льда. При извержении только одной лавы скорость таяния льда невелика, так как верхние слои лавового потока быстро охлаждаются.

Наиболее известны катастрофические паводки, связанные с деятельностью подледниковых вулканов, в центре Ватнайёкудля. Примерно раз в десять лет тут происходят извержения вулкана Гримсвётн, вызывающие колоссальные паводки на реках, текущих к юго-западу от Ватнайёкудля по зандровой равнине Скейдараурсандур. В 1934 г. здесь возник водный поток шириной свыше 2,5 км, существовавший в течение четырёх суток, из них около полутора суток ширина потока превышала 8 км, а средняя глубина его достигала 20 м. Максимамальный расход в это время оценивался в 50 000 м³/сек; что в восемь раз больше средних расходов Дуная в его устье,или примерно составляет половину среднего расхода в низовьях Амазонки.

Другой крупный подледниковый вулкан -- Катла на Мирдальсйёкудле -- известен катастрофическим извержением 1918 г. В это время максимальный расход рек, начинающихся южнее Мирдальсйёкудля, достиг 200 000 м³/сек, что вдвое больше среднего расхода Амазонки.

Многочисленные озера Исландии, как правило, включены в речную сеть. Нередко в долинах рек встречаются цепочки озер. Происхождение озер различно. Некоторые из них заполняют тектонические впадины. К этой группе относится крупнейшее озеро страны -- Тингвадлаватн. Среди озер вулканического происхождения выделяляют кратерные (например, группа озер к юго-западу от Ватнайёкудля), кальдерные (Эскьюватн на вулкане Аскья), подпруженные лавовыми потоками (Миватн). Многие озера ледникового происхождения, среди них различают экзарационные (Лёгуридн, Скоррадальсватн), возникшие на месте растаявших ледяных глыб (группа озер к северо-западу от Лаунгйёкудля), подпруженные ледниковыми лопастями и языками (Грайналоун у юго-западного края Ватнайёкудля). 3а последние десятилетия многие языковые котловины, освободившиеся ото льда, были заполнены пресноводными озерами. Наконец, в Исландии немало прибрежных лагунных озер, полностью или частично отшнурованных песчаными барами (Хоуп в вершине Хуна-фьорда, Ходна-фьорд и Скардс-фьорд на юго-восточном побережье).

Самое большое по площади озеро Тингвадлаватн (82,6 км²). Максимальная глубина его достигает 114 м, дно озера расположено на 10 м ниже уровня океана. Посреди озера находится вулканический остров Сандей. Озеро Миватн имеет площадь 38 км², но глубины его очень малы (2--4 м, максимум 4,5 м). Среди прочих крупных озер отметим Тоурисватн (26,6 км²), Лёгуридн (20 км²), Хоуп (17,4 км ²).

Третичные базальтовые плато Исландии отличаются сильной трещинноватостью и пористостью, особенно в верхних слоях, что определяет быстрое просачивание атмосферной влаги и пополнение запасов грунтовых вод, циркулирующих по трещинам. Нередко на поверхность поступает вода из более глубоких горизонтов подземных вод.

В районах развития древних серых базальтов основная часть атмосферных осадков поступает в поверхностный сток, и лишь незначительное их количество просачивается в рыхлые отложения, образуя горизонты верховодки. В этих местах много озер и низинных болот. Уровень грунтовых вод резко колеблется в зависимости от метеорологических условий.

В других районах четвертичного вулканизма, сложенных палагонитами, молодыми серыми базальтами и послеледниковыми лавами, подземный сток значительно преобладает над поверхностным. Дождевые и талые воды просачиваются здесь на большую глубину, уровень грунтовых вод тоже располагается очень глубоко и обычно почти параллельно дневной поверхности. В этих районах часто встречаются бассейны внутреннего стока а также бессточные бассейны. Последние приурочены к молодым лавовым полям, где нет ни рек, ни ручьев ни озер. Самое большое поле Оудадахрёйн по праву на зывают лавовой пустыней. Вдоль краев таких полей в ходят многочисленные источники с прозрачной холодной водой, дающие начало рекам.

В Исландии, стране, молодого вулканизма, обильны выходы природных горячих вод и пара. Они встречаются как группами, так и отдельными грифонами во многих районах, кроме восточного побережья. Возникновение термальных источников, объясняют следующим образом. Вода, просачивающаяся с поверхности вглубь земли, нагревается теплом вулканических очагов или еще не остывших интрузивных тел, частично перемешивается с вулканическими газами и затем поднимается по трещинам на поверхность. Движение воды по пластам, обычно имеющим незначительное падение, ограничено.

По составу воды источники подразделяются на щелочные и кислые, первые иногда называют азотными, вторые -- сульфатными или сероводородно-углекислыми. Кислые источники обычно выходят на сухих возвышенных местах в областях активного вулканизма. Температура воды в них сильно колеблется, а дебит мал, поскольку грунтовые воды контактируют с магмой на небольшой глубине. Щелочные источники встречаются у подножий холмов и на низменностях. Температура их вод более постоянна, а дебит велик, поскольку грунтовые воды вступают в контакт с магмой на большой глубине и, поднимаясь кверху, нейтрализуются. Щелочные воды имеют очень важное хозяйственное значение как источник тепла.

Некоторые источники фонтанируют, например знаменитый Большой Гейзер, от которого и пошел термин «гейзер». Большой Гейзер сложен известковым туфом и имеет правильную чашевидную форму. Ширина жерла 2,5--3 м, глубина 22 м. Периодическое вскипание и выбрасывание воды и пара из этого гейзера в последние годы ослабевает, и фонтанирование вызывают искусственным путем, вливая в жерло жидкое мыло. Мыло покрывает пленкой кремнистый раствор в канале гейзера, предохраняя тем самым воду от быстрого охлаждения; раствор нагревается до точки кипения и начинает фонтанировать. Таким способом удавалось вызвать фонтанирование Большого Гейзера в 1956 г. А в 1957 г., по сообщению В.И. Влодавца, при вливании 50 кг мыла в жерло гейзера выброса воды и пара не происходило.