У полярних країнах на рівні моря, а в помірному і жаркому поясах в високих горах гідросфера представлена снігами і льодами. Оболонка Землі, в якій знаходяться багаторічні сніги і льоди, називається хіоносфери. Вперше її виділили М. В. Ломоносов під назвою морозної атмосфери. Термін «хіоносфери» введений в 1939 р С. В. Калесник.
Хіоносфери утворюється в результаті взаємодії трьох основних оболонок Землі: а) гідросфери, що поставляє вологу для утворення снігу і льоду, б) атмосфери, яка переносить цю вологу і зберігає її в твердій фазі, в) літосфери, на поверхні якої можливе утворення сніжної оболонки. Хіоносфери переривчаста - вона проявляється тільки там, де є умови для снігонакопичення.
Снігова лінія і її висота на різних широтах. Морозна атмосфера знаходиться на великих висотах в жаркому поясі, знижується в помірних широтах і спускається до рівня моря в полярних країнах. Полярне стиснення її на 5 км більше, ніж у твердій Землі. Нижня межа хіоносфери отримав назву снігової лінії.
Сніговою лінією називається висота, на якій річний прихід твердих атмосферних опадів дорівнює їх річної витрати, або за рік випадає стільки снігу, скільки його стаивает. Нижче цієї межі протягом року снігу випадає менше, ніж може танути, і накопичення його неможливо. Вище снігової межі у зв'язку з падінням температури акумуляція снігу перевершує його танення. Тут накопичуються вічні сніги.
Здалеку в горах снігова кордон здається порівняно правильної лінією. Насправді вона дуже звивиста: на пологих схилах потужність снігу значна, на крутих він залягає плямами в зниженнях, а зі скель повністю зноситься.
Висота снігового кордону і інтенсивність заледеніння залежать від географічної широти, місцевого клімату, орографії місцевості і саморозвитку льодовиків.
Широтні відмінності в висотах сніговий кордону залежать від температури повітря і від кількості опадів. Чим нижче температура і чим більше опадів, тим сприятливіші умови для накопичення снігу та для зледеніння, тим, нижче снігова кордон.
У висоті снігового кордону проявляється також і диссимметрия Землі відносно екватора: за межами тропічного поясу в північній півкулі, як в більш теплому, вона лежить вище, а в південному, більш холодному, - нижче. На Землі Франца-Йосипа під 86 0 С її висоти коливаються від 50 до 300 м; в Арктиці тільки на північному сході Гренландії на 82 0 С - снігова лінія знижується до рівня моря, в південному вона досягає його в поясі між 60 і 70 0 пд. ш. Південні Шетландськіє острова завжди покриті снігом.
Материкове і гірське зледеніння. Від характеру контакту земної кори з морозною атмосферою залежить тип заледеніння. Воно буває материковим і гірським. Перше зледеніння утворюється коли морозна атмосфера стосується материкової поверхні (Антарктида), або великої острівної (Гренландія). Друге виникає в разі входження гір в морозну атмосферу. Між двома типами існує перехідний, властивий арктичним островам. На них є льодовики і гірського типу і крижані куполи, що володіють рисами материкового зледеніння.
Рельєф гір визначає можливість акумуляції снігу і існування льодовиків. Потужність заледеніння гірських країн залежить від того, наскільки високо вони піднімаються в хоіносферу. Ця висота виражається різницею між рівнем снігового кордону і рівнем вершин гір. В Альпах вона близько 1000-1300 м, в Гімалаях - 3200 м.
Для того, щоб скупчилися снігу і утворилися льодовики, схили повинні володіти сприятливим для цього рельєфом: пологим падінням, горизонтальними майданчиками, невеликими улоговинами. На вузьких гірських хребтах і крутих схилах умови для зледеніння несприятливі.
При гірському оледенении сніги і льоди скупчуються в зниженнях і не виходять за їх межі. При материковому потужність заледеніння перевищує можливості рельєфу, льоди не тільки переповнюють все западини, але покривають і позитивні форми. З-під льоду виступають тільки окремі скелі, звані нунатакамі.
Акумуляція снігу в горах повинна супроводжуватися протилежним процесом - розвантаженням снігових областей. Вона відбувається двома шляхами: а) падінням снігових лавин і б) перетворенням снігу в лід і його перебігом.
Лавинами називають снігові завали, зісковзує з гірських схилів і захопливого на своєму шляху нові снігові маси. Безпосередніми причинами обвалів можуть бути: 1) рихлість снігу в перший час після його випадання, 2) підвищення температури в нижніх горизонтах снігу зі схилом, 3) освіту при відлиги талої води, що змочує схили.
Лавини володіють величезною руйнівною силою. Потужність удару в них досягає 100 т / м 2. Вони призводять іноді до великих катастроф.
У тих формах гірського рельєфу, звідки сніг не звалюється, або в тих районах, де під льодом похований весь рельєф, сніг накопичується і переходить в фірн, а потім - в льодовиковий лід.
Фірном називається крупнозернистий злежаний і ущільнений сніг, що складається з пов'язаних між собою крижаних крупинок. Його щільність коливається від 0,4 до 0,7 г / см 3. фірнових товща шарувата: кожен шар відповідає снігопаду і відділяється від іншого ущільненої скоринкою. В нижніх товщах фірн переходить в льодовиковий. або глетчерний, лід зернистої будови.
Лід, що утворився під товщею снігу і фірну, володіючи пластичністю, тече вниз по рельєфу у вигляді льодовикового мови, льодовика, або глетчери.
Будова і рух льодовиків. У кожного льодовика є область харчування і область стоку. В області харчування, що лежить в хіоносфери, сніг акумулюється, ущільнюється, переходить в фірн і лід. В області стоку льодовик спускається нижче снігової кордону; тут відбувається його танення, або абляція. Велика частина льодовикового мови являє собою відкриту льодовикову поверхню, менша - засипана уламками гірських порід, похована під ними.
Найбільший з гірських льодовиків СНД - льодовик Федченко на Памірі. Його довжина 71-77 км, загальна площа 600-690 км 2; товщина льоду в середній частині 700-1000 м.
Найдовший з гірських - льодовик Хаббард на Алясці; його довжини 145 км, ширина місцями сягає 16 км. Там же знаходиться льодовик Берінга довжиною 80 км.
Потужність льоду гірських льодовиків досить значна. У найбільшому льодовику Альп - Великому Алечській. довжина якого 26,8 км, вона досягає 790 м. Потужність ісландського льодовика Ватна-Йокуль 1036 м. Зазвичай потужність гірських льодовиків близько 200-400 м. Незрівнянно грандіозніше материкові льоди Антарктиди і Гренландії.
Льодовики більшості гірських країн течуть зі швидкостями від 20 до 80 см / добу або 100-300 м / рік, і тільки у гімалайських льодовиків швидкість досягає 2-3, а іноді 7 м / сут.
Рух льоду породжує в його тілі напруги, які призводять до утворення тріщин - поперечних, поздовжніх і бічних. Танення льодовиків під дією сонячних променів, дощів і вітру призводить до появи на поверхні льодовика вибоїн і ям.
Сучасне заледеніння на поверхні Землі. Площа, покрита вічними льодами, становить близько 11% поверхні суші. Вічні сніги і льоди є у всіх кліматичних поясах, але в різних кількостях.
Жаркий пояс. В Африці в хіоносфери піднімаються тільки найвищі вершини - Кенія, Кіліманджаро. Нижче 4500 м льодовики не знижується. Невеликі льодовики знаходяться в горах Нової Гвінеї.
На Північному острові Нової Зеландії є один кратерне льодовик, на Південному заледеніння вже досить велике. В Австралії льодовиків немає.
У тропічних Андах льодовикові шапки є тільки на вершинах вище 6000 м. Під екватором снігова лінія спускається до 4800 м. Всі вершини, що лежать вище, мають сніги і льодовики.
У Мексиці хіоносфери досягають тільки Орисаба і Попокатепетль.
Гімалаї - область потужного зледеніння. Це пояснюється величезною висотою гірської системи і її розташуванням на шляху морського мусону. Снігова лінія лежить високо - на 4500-5500 м. Площа заледеніння понад 33000 км 2.
Помірний пояс. Ісландія завдяки океанічному субполярного клімату і рельєфу з вулканічними конусами сприятлива для зледеніння. Льодовики покривають 11% її території. Переважають льодовикові куполи, є вивідні, горновершінние і карові льодовики.
Скандинавські гори лежать на шляху циклонів. Клімат і рельєф сприятливі для зледеніння. Снігова межа лежить на висоті 700-1900 м. Площа заледеніння 5000 км 2. Переважають плоскогір'я льодовикові шапки, з них випливають долинні льодовики (скандинавський тип).
На полярному Уралі невелика висота гір і континентальний клімат не сприятливі для зледеніння. Загальна площа льодовиків 25 км 2. Переважають невеликі карові льодовики.
В горах Північно-Східного Сибіру налічується 540 невеликих льодовиків загальною площею близько 500 км 2. Найбільший район заледеніння знаходиться на хребті Сунтар-Хаята. Невеликі льодовики є в горах Бирранга, в хребтах Верхоянського і Черського. У Корякском нагір'я близько 280 льодовиків загальною площею 200 км 2; снігова кордон знижується до 500 м.
Камчатка багата опадами, тому її гірські хребти несуть значне заледеніння, загальна площа якого становить понад 800 км 2 .Снеговая межа проходить на висотах від 1000 до 3000 м.
Альпи - найбільш типова гірська країна з долинними льодовиками, батьківщина гляціології. Снігова межа знаходиться на висотах 2500-3300 м, кількість льодовиків близько 1200, площа заледеніння 3600 км 2. Центрами заледеніння виступають головні вершини Альп.
Кавказ - країна потужного зледеніння. На Великому Кавказі знаходиться 2200 льодовиків загальною площею 1780 км 2. Висота снігового кордону близько 3000 м. Льодовики вершинні, долинні і карові. Центри оледенений - Ельбрус, Казбек і інші вершини.
Тянь-Шань - гірська країна з потужним заледенінням, площа якого понад 10 тис. Км 2. Вузлами заледеніння є Пік Перемоги, Хан-Тенгрі, Заилийский Алатау, Зеравшанський хребет і інші вершини.
Площа заледеніння понад 10 тис. Км 2. Більше 60% площі Паміру лежить понад снігової лінії, яка знаходиться на висотах близько 5000 м. Тут знаходиться найдовший в СНД льодовик Черського.
У Саянах заледеніння слабке, займає всього 40%.
На Каракорумі загальна площа заледеніння 17800 км 2. Снігова межа лежить дуже високо - 5000-6000 м. Найбільший льодовик має довжину 75 км; він найбільший в Євразії.
Південна частина Чилі і Вогняна Земля отримують багато опадів, мають значне заледеніння. Снігова межа проходить на висоті 600-900 м. Багато льодовики досягають моря.
На Малому Кавказі льодовики є на Арараті, Алагез і Зангезурський хребті. Невеликі льодовики залягають і на деяких вершинах гір Малої Азії і Ірану.
Холодні пояси. Це царство вічних снігів і льодів, льодові зони Землі. На островах Арктики снігова кордон лежить вище рівня моря. Тому їх узбережжя вільні від льоду. Заледеніння зменшується в напрямку до Берингову протоці зі зменшенням опадів.
У Гренландії льодом зайнято 1 700 тис. Км 2. т. Е. 83%. Острів покритий величезним крижаним щитом, що складається з двох або трьох змикаються куполів. Його довжина 2400 км, товщина 1500-3400 м. Найвища точка крижаного плоскогір'я 3157 м. Вивідних льодовиками лід стікає в море і утворює айсберги.
Шпіцберген сприятливий для зледеніння. Льоди займають 90% його території. Переважають щити і крижані поля, льодовики Шпіцбергенского типу, є шельфові і вивідні.
Земля Франца-Йосипа покрита льодом на 87%. Заледеніння в основному покровное, материкового типу.
На Новій Землі долинні льодовики з'являються близько Маточкин кулі. На Північній Землі заледеніння покровное, воно займає 45% площі архіпелагу.
На захід від Північно-Атлантичного течії і в сторону східної Арктики наростає континентальність клімату і слабшає заледеніння. Канадські острова покриті льодом на 35-50%.
В Антарктиді межа хіоносфери спускається до рівня моря, тому вся Антарктида - суцільна область накопичення снігу. Лід покриває весь материк, прилеглі острови і переливається на море у вигляді шельфових і плавучих льодовиків. Середня товщина льоду 1720 м. Тут зосереджено понад 90% всіх льодів суші планети. Є два центри заледеніння: один на материковій Східній Антарктиді, інший - на Західній.
Таблиця 7 - Розподіл заледеніння по частинах світу (по С. В. Калесник)