лельно направлению растяжения. 
В 
горизонтальном снежном
покрове действуют силы вертикального давления, 
приводящие
к сжатию и оседанию снега, а в снежном покрове на склонах,
кроме того, действует срезающее усилие 
параллельно склону,
вызывающее оползание вниз по склону. В обоих. случаях пластин-
чатые кристаллы должны приобретать преимущественную ориен-
тировку 
главными 
кристаллографическими - осями 
нормально.
к поверхности снега. Практически такое упорядочение не может
заходить далеко, поскольку кристаллы имеют тенденцию менять
<свою форму 
на` 
изометрическую
Вертикальное. оседание горизонтального снежного покрова
в 
стадию эпигенеза 
обычно 
идет значительно медленнее, 
чем
в свежем снеге безветренного отложения, несмотря на большую
нагрузку. Со’ временем этот процесс постепенно. замедляется.
В центре ледяного щита Гренландии (станция_ Айсмитте экспеди-
ции А. Вегенера 1930—1931 гг.) на глубине 2—3 м, где объем-
НЫЙ вес снега составляет около 04 г/смё, непрерывное оседание
происходит 
со 
скоростью 
0,011—0,019% — от 
первоначальной
мощности в сутки, более чем в 1000 раз медленнее, чем у свежего
снега (см. стр. 279), а на глубине 5—7 м при объемном весе 0,45—
0,49 г/см® скорость оседания составляет лишь 0,0065—0,008%
в сутки. Возрает снега на первом из этих ‘уровней трех — четырех-
летний, 
на 
втором — шести — девятилетний, 
а 
нарастание
нагрузки 
составляет — 0,031 
кг/см°/год - ($огве, 
1935), — Того
же порядка скорость оседания снега наблюдалась в близких
к описанным условиям на шепьфовом льду Росса в Антарктике
(\Майе, 
1945):
На склонах снежный покров одновременно с вертикальным
сжатием-оседанием испытывает деформацию сдвига параллельно
склону. 
Измерения скорости оползания 
поверхностного слоя
снежного покрова по склону в Альпах дали величину 1,0—1,5 см
в сутки (Noнег, 1939). На`недостаточно крутых склонах вслед-
ствие оползания видимое равновесие снежного покрова возмож-
но только при содействии напряжений растяжения в верхней части
склона и тангенциального сжатия у пОдножья, причем величина
ЗОНЫ растяжения снега больше, чем зоны сжатия, а растягиваю-
щее усилие больше сжимающего, 
в 
противоположность тому,
что 
характерно для льда. 
Если толщина 
снежного 
покрова
к нижней части склона растет, то зона растяжения может до-
ХодитЬ до самого подножья (Наейе!, 1939).
Благодаря наличию вертикального и тангенциального давле-
ний, сдвига и растяжения, усиливающихся по мере накопления
снега, развитие снежного покрова, 
не сопровождающееся 
его.
упрочнением, создает опасность разлома и нарушения структуры.
Развитие в направлении уплотнения ведет к увеличению проч-
ности снега при одновремённом сохранении достаточно большой
280
пластичности, отчего такой снег реагирует на рост нагрузки мед-
ленными пластическими деформациями ——оседаниемні;і/] ;ЪПЁЁ.ЁЁЁЖ
сторону разрыхле!
вниз по склонам. Развитие в 
)! 
й
к прямо пр‹›тивоположиым результатам. Сочетание малой П:Оі':-
ности, большого размера зерен и, следовательно, малого Кос{ігь
чества контактов между ними порождает бОЛЬШУЮ ЖеСТКен"(;
не допускающую 
П.ЛЗСТИЧЭСКИХй деформаций, ИКЁЁЦ?:З;М‘:чете
1 
л 
‘'акой 
тип развития в 
Ч
малую прочность, П03!`0Му Т: 
е
немз;иуе]&о приводит к разломам, нарушающим равновесие СПеЖо
ного покрова, если только развитие не прерывается таянием д‹
арастания нагрузки.
момента соответствующего нар: 
8 
. 
*
Наиболее безобидное последствие разрушения РАЗРЫХЛЕНТ
ных слоев под влиянием вертикального давления предст:;ш:›м
ы 
с 
характерным, 
напомик 
Ь
внезапные 
резкие 
оседания 
ю 
:
гроМкий вздох, шумом выходящего В?ЗДУХ&. То же ПрОИС?{О},{:Ёі-'
в результате проламывания подлостей, ОбразовЗПШ:ХС::м;Гкор
слоев снега под прочн: 
#
равномерного оседания нижних 
е!
{(ЗМИ НЗЁЗТЕ. В толще снега центральной Гренлапдиив;:':::;\;
азрыхленных прослоек ох!
фирна» от проламывания р 
ЗаТРаКС
а свыше сотни 
километро! 
ру:
одновременно пространств: 
.
п(›стп‚рсопровождаю'гсп шумом, ПОДОБНЫМ раскатам Гр;):;здо.. ИЗЁЁ{
тимым сотрясением поверхности (Кос\ и. \Мевепег, 
О
1935). 
Мгновенное оседание при 
наблюдавшемся в°й 
ОО
<толчке фирна» выразилось величиной 12 Ш;в;?‹:ли 
ЕЕ
ГС 
скоростью
Оседания 
аспространяются со 
:
с ЯЁРОДП!ШЬРЛИЧ(ЭСКИМИ толчками вытесняемого. НО:{Д};Ё:ГЗЧО:ЬИЯ]}:Т
С 
агрегата кристалл!
мому. после слома пористого агр. 
:
сцеп);!ение, и вся вышележащая толща оказывается ЛЕ)К&ЩЕЁС;ПЕ‹›
«иоздушной подушке», ПОДПбНО тому как ПРЁОЁЁЁЁЁПЁЁЁ;";‚ Р
а 
1ые частицы на не:
каниях грунтов минеральн! 
Е 
ан
Оседание сопровождается
зываются взвешенными в воде. 
*
нением воздуха, распространяющимся отчасти вдоль проламы
В.
вающихся 
пористых 
горизонто) 
ю
На склонах разломы рыхлых слоев под влияниейм ВЁ]':ЪРБ‘(ВЗ:КЪ;Т
Г; 
альных — напряжени!
ного 
давления 
или 
тангенци: 
й 
.
падение лавин типа «снежных досок», тогда как ВНЕЗ&ПШ;!:Е:;?С
дания в стадии раннего диагенеза приводят к возникн'
«лавин рыхлого снега» !,
Фирнизация и льдообразование
Фирнизация и льдообразование «холодного» типа распро‘стЁЁ:
нены на громадных пространствах материковых леднш;:};!,›гёпыю
кровов Антарктиды и Гренландии и по масштабам зн
* О лавинах см. Г. К. Тушинский (1949), Э. Бухер (Виснег,
1948). 
К