Lodowiec - Glacier

Lodowiec płaskowyżu Geikie na Grenlandii .
Z 7253 znanymi lodowcami, Pakistan zawiera więcej lodu lodowcowego niż jakikolwiek inny kraj na ziemi poza regionami polarnymi. Lodowiec Baltoro o długości 62 kilometrów jest jednym z najdłuższych lodowców alpejskich na świecie.
Widok z lotu ptaka na lodowiec w parku stanowym Chugach, Alaska, Stany Zjednoczone

Lodowiec ( USA : / ɡ l ʃ ər / ; UK : / ɡ l ® e i ər , ɡ l s i ər / ) jest trwałe ciało gęstej lodu , które są stale w ruchu pod wpływem własnego ciężaru. Powstaje lodowiec, w którym nagromadzenie śniegu przekracza jego ablację na przestrzeni wielu lat, często stuleci. Lodowce powoli odkształcają się i płyną pod wpływem naprężeń wywołanych ich ciężarem, tworząc szczeliny , seraki i inne wyróżniki. Zdzierają również skały i gruz z podłoża, tworząc formy terenu, takie jak cyrki , moreny czy fiordy . Lodowce tworzą się tylko na lądzie i różnią się od znacznie cieńszego lodu morskiego i lodu jeziornego, który tworzy się na powierzchni zbiorników wodnych.

Lodowiec Fox Glacier w Nowej Zelandii kończy się w pobliżu lasu deszczowego.

Na Ziemi 99% lodu lodowcowego znajduje się w ogromnych pokrywach lodowych (znanych również jako „lodowce kontynentalne”) w regionach polarnych , ale lodowce można znaleźć w pasmach górskich na każdym kontynencie innym niż kontynent australijski, w tym na dużej szerokości geograficznej Oceanii oceaniczne kraje wyspiarskie , takie jak Nowa Zelandia. Między 35°N a 35°S lodowce występują tylko w Himalajach , Andach i kilku wysokich górach w Afryce Wschodniej , Meksyku , Nowej Gwinei i na Zard Kuh w Iranie. Z ponad 7000 znanych lodowców, Pakistan ma więcej lodu lodowcowego niż jakikolwiek inny kraj poza regionami polarnymi. Lodowce pokrywają około 10% powierzchni Ziemi. Lodowce kontynentalne pokrywają prawie 13 milionów km 2 (5 milionów ²) lub około 98% 13,2 miliona km 2 Antarktydy (5,1 miliona ²), o średniej grubości 2100 m (7000 stóp). Grenlandia i Patagonia mają również ogromne połacie lodowców kontynentalnych. Miąższość lodowców, nie licząc lądolodów Antarktydy i Grenlandii, szacuje się na 170 000 km 3 .

Lód lodowcowy jest największym zbiornikiem słodkiej wody na Ziemi, zawierającym pokrywy lodowe około 69 procent światowej wody słodkiej. Wiele lodowców z umiarkowanych, alpejskich i sezonowych klimatów polarnych przechowuje wodę jako lód w chłodniejszych porach roku i uwalnia ją później w postaci wody roztopowej, ponieważ cieplejsze letnie temperatury powodują topnienie lodowca, tworząc źródło wody, które jest szczególnie ważne dla roślin, zwierząt i zastosowań przez ludzi, gdy inne źródła mogą być skąpe. Jednak w środowiskach położonych na dużych wysokościach i w Antarktyce sezonowe różnice temperatur często nie wystarczają do uwolnienia wody z roztopów.

Ponieważ na masę lodowcową mają wpływ długoterminowe zmiany klimatyczne, np. opady , średnia temperatura i zachmurzenie , zmiany masy lodowcowej są uważane za jeden z najbardziej wrażliwych wskaźników zmian klimatycznych i są głównym źródłem zmian poziomu morza .

Duży kawałek sprasowanego lodu lub lodowiec wydaje się niebieski , tak jak duże ilości wody wydają się niebieskie . Dzieje się tak, ponieważ cząsteczki wody pochłaniają inne kolory skuteczniej niż niebieski. Innym powodem niebieskiego koloru lodowców jest brak pęcherzyków powietrza. Pęcherzyki powietrza, które nadają lód biały kolor, są wyciskane przez ciśnienie zwiększające gęstość tworzonego lodu.

Etymologia i terminy pokrewne

Słowo lodowiec jest loanword z francuskim i wraca poprzez francusko-prowansalski , do Łacina ludowa Glaciarium , pochodzące z późnego Łacińskiej Glacia i ostatecznie Łacińskiej glaciēs , czyli „lód”. Procesy i cechy powodowane przez lodowce lub z nimi związane są określane jako glacjalne. Proces powstawania, wzrostu i przepływu lodowca nazywa się zlodowaceniem . Odpowiedni obszar badań to glacjologia . Lodowce są ważnymi składnikami globalnej kriosfery .

Rodzaje

Klasyfikacja według wielkości, kształtu i zachowania

Lodowce dzieli się na kategorie według ich morfologii, charakterystyki termicznej i zachowania. Lodowce alpejskie tworzą się na grzbietach i zboczach gór . Lodowiec wypełniający dolinę nazywany jest lodowcem dolinnym lub alternatywnie lodowcem alpejskim lub lodowcem górskim . Duża część lodowcowego lodu okrakiem na górę, pasmo górskie lub wulkan nazywana jest czapą lodową lub polem lodowym . Z definicji czapy lodowe mają powierzchnię mniejszą niż 50 000 km 2 (19 000 ²).

Ciała lodowcowe większe niż 50 000 km 2 (19 000 ²) nazywane są lądolodami lub lodowcami kontynentalnymi . Głębokie na kilka kilometrów zasłaniają leżącą poniżej topografię. Z ich powierzchni wystają tylko nunataki . Jedyne istniejące lądolody to te, które pokrywają większość Antarktydy i Grenlandii. Zawierają ogromne ilości słodkiej wody, wystarczające do stopienia się obu, globalny poziom mórz wzrósłby o ponad 70 m (230 stóp). Części pokrywy lodowej lub czapy, które sięgają do wody, nazywane są półkami lodowymi ; wydają się być cienkie z ograniczonymi nachyleniami i zmniejszonymi prędkościami. Wąskie, szybko poruszające się odcinki lądolodu nazywane są strumieniami lodu . Na Antarktydzie wiele strumieni lodowych spływa do dużych szelfów lodowych . Niektóre spływają bezpośrednio do morza, często z lodowym jęzorem , jak na przykład lodowiec Mertz .

Lodowce Tidewater to lodowce, które kończą się w morzu, w tym większość lodowców wypływających z Grenlandii, Antarktydy, wysp Baffina , Devon i Ellesmere w Kanadzie, południowo-wschodniej Alaski oraz północnych i południowych pól lodowych Patagonii . Gdy lód dociera do morza, kawałki lodu odrywają się lub cieląt, tworząc góry lodowe . Większość lodowców przypływowych ocieka nad poziomem morza, co często powoduje ogromne uderzenie, gdy góra lodowa uderza w wodę. Lodowce pływowe przechodzą wielowiekowe cykle postępu i cofania się, na które zmiany klimatyczne mają znacznie mniejszy wpływ niż inne lodowce.

Klasyfikacja według stanu cieplnego

Lodowiec Webbera na Grant Land (północna wyspa Ellesmere) to posuwający się lodowiec polarny i przymarznięty do podłoża lodowca. Bogate w gruz warstwy moreny dennej są ścinane i składane w lód. Na stromym lodowym froncie widać wodospady. Front lodowca ma 6 km szerokości i do 40 m wysokości (20 lipca 1978)

Termicznie lodowiec umiarkowany znajduje się w temperaturze topnienia przez cały rok, od powierzchni do podstawy. Lód lodowca polarnego jest zawsze poniżej progu zamarzania od powierzchni do jego podstawy, chociaż warstwa śniegu na powierzchni może podlegać sezonowemu topnieniu. Subpolar lodowiec obejmuje zarówno umiarkowanej i lodu polarnego, w zależności od głębokości poniżej powierzchni i położenia wzdłuż długości lodowiec. W podobny sposób reżim termiczny lodowca jest często opisywany przez jego podstawową temperaturę. Lodowiec na zimno oparta jest poniżej zera na granicy faz lodem ziemi i w ten sposób zamrożone na podłoże. Lodowiec ciepła oparte jest powyżej lub do zamrożenia na złączu i jest zdolny do ślizgania się na tym styku. Uważa się, że ten kontrast w dużej mierze reguluje zdolność lodowca do efektywnej erozji dna , ponieważ osuwający się lód sprzyja wyrywaniu skał z powierzchni poniżej. Lodowce, które są częściowo zimne, a częściowo ciepłe, są znane jako politermiczne .

Tworzenie

Lodowce tworzą się tam, gdzie nagromadzenie śniegu i lodu przekracza ablację . Lodowiec zazwyczaj pochodzi z cirque ukształtowania terenu (alternatywnie zwanego „Corrie” lub jako „CWM”) - typowo fotel kształcie funkcja geologicznych (takich jak depresja pomiędzy góry zamkniętego ARETES ) - który zbiera się i spręża przez grawitację śnieg, który w nią wpada. Śnieg ten gromadzi się, a ciężar padającego nad nim śniegu zagęszcza go, tworząc nevé (śnieg granulowany). Dalsze kruszenie poszczególnych płatków śniegu i wyciskanie powietrza ze śniegu zamienia go w „lodowy lód”. Ten lodowcowy lód wypełni kotlinę, dopóki nie „przeleje się” przez geologiczną słabość lub pustkę, taką jak luka między dwiema górami. Kiedy masa śniegu i lodu osiąga wystarczającą grubość, zaczyna się poruszać w wyniku połączenia nachylenia powierzchni, grawitacji i ciśnienia. Na bardziej stromych zboczach może to nastąpić przy zaledwie 15 m (50 stóp) śniegu.

W lodowcach umiarkowanych śnieg wielokrotnie zamarza i topnieje, zamieniając się w ziarnisty lód zwany firn . Pod naciskiem warstw lodu i śniegu nad nim ten ziarnisty lód stapia się w gęstszą firnę. Z biegiem lat warstwy jodły ulegają dalszemu zagęszczeniu i stają się lodem lodowcowym. Lód lodowcowy jest nieco gęstszy niż lód utworzony z zamarzniętej wody, ponieważ lód lodowcowy zawiera mniej uwięzionych pęcherzyków powietrza.

Lodowaty lód ma charakterystyczny niebieski odcień, ponieważ pochłania trochę czerwonego światła z powodu wydźwięku podczerwonego trybu rozciągania OH cząsteczki wody. (Płynna woda wydaje się niebieska z tego samego powodu. Błękit lodowca jest czasami błędnie przypisywany rozpraszaniu bąbelków w lodzie przez Rayleigha .)

Struktura

Lodowiec zaczyna się w miejscu zwanym jego głową lodowca i kończy się u jego podnóża, pyska lub końca lodowca .

Lodowce są podzielone na strefy w zależności od warunków na powierzchni śniegu i topnienia. Strefa ablacji to obszar, w którym występuje ubytek netto masy lodowca. Górna część lodowca, gdzie akumulacja przekracza ablację, nazywana jest strefą akumulacji . Linia równowagi oddziela strefę ablacji i strefę akumulacji; jest to kontur, na którym ilość nowego śniegu uzyskanego przez akumulację jest równa ilości lodu utraconego w wyniku ablacji. Ogólnie rzecz biorąc, strefa akumulacji zajmuje 60–70% powierzchni lodowca, więcej, jeśli lodowiec cielę się w góry lodowe. Lód w strefie akumulacji jest wystarczająco głęboki, aby wywrzeć w dół siłę, która eroduje leżącą pod nią skałę. Po stopieniu się lodowca często pozostawia po sobie depresję w kształcie misy lub amfiteatru, która ma różne rozmiary, od dużych basenów, takich jak Wielkie Jeziora, do mniejszych górskich zagłębień znanych jako cyrki .

Strefa akumulacji może być podzielona na podstawie warunków topnienia.

  1. Strefa suchego śniegu to region, w którym nie dochodzi do topnienia, nawet latem, a pokrywa śnieżna pozostaje sucha.
  2. Strefa perkolacji to obszar, w którym pewne stopienie powierzchni powoduje przenikanie wody z roztopów do pokrywy śnieżnej. Strefa ta jest często zaznaczona przez zamarznięte soczewki lodowe , gruczoły i warstwy. Snowpack również nigdy nie osiąga temperatury topnienia.
  3. W pobliżu linii równowagi na niektórych lodowcach rozwija się nałożona strefa lodowa. W tej strefie woda z roztopów ponownie zamarza jako zimna warstwa w lodowcu, tworząc ciągłą masę lodu.
  4. Strefa mokrego śniegu to region, w którym cały śnieg nagromadzony od końca poprzedniego lata został podniesiony do 0 °C.

Zdrowie lodowca jest zwykle oceniane poprzez określenie bilansu masy lodowca lub obserwację zachowania końcowego. Zdrowe lodowce mają duże strefy akumulacji, ponad 60% ich powierzchni jest pokryte śniegiem pod koniec sezonu topnienia i mają końcówkę z energicznym przepływem.

Po zakończeniu małej epoki lodowcowej około 1850 roku, lodowce wokół Ziemi znacznie się cofnęły . Niewielkie ochłodzenie doprowadziło do postępu wielu lodowców alpejskich w latach 1950-1985, ale od 1985 r. cofanie się lodowców i utrata masy stały się większe i coraz bardziej wszechobecne.

Ruch

szczeliny ścinane lub w jodełkę na lodowcu Emmons ( Mount Rainier ); takie szczeliny często tworzą się w pobliżu krawędzi lodowca, gdzie interakcje z leżącymi poniżej lub marginalnymi skałami utrudniają przepływ. W tym przypadku wydaje się, że przeszkoda znajduje się w pewnej odległości od najbliższego brzegu lodowca.

Lodowce poruszają się lub spływają w dół pod wpływem siły grawitacji i wewnętrznego odkształcenia lodu. Lód zachowuje się jak kruche ciało stałe, dopóki jego grubość nie przekroczy około 50 m (160 stóp). Nacisk na lód głębszy niż 50 m powoduje płynięcie plastyczne . Na poziomie molekularnym lód składa się z ułożonych w stos warstw cząsteczek ze stosunkowo słabymi wiązaniami między warstwami. Gdy naprężenie warstwy powyżej przekracza siłę wiązania międzywarstwowego, porusza się ona szybciej niż warstwa poniżej.

Lodowce również poruszają się poprzez podstawowe osuwanie . W tym procesie lodowiec ślizga się po terenie, na którym się znajduje, smarowany obecnością ciekłej wody. Woda powstaje z lodu, który topi się pod wysokim ciśnieniem z ogrzewania tarcia. Podstawowe ślizganie dominuje w lodowcach o umiarkowanym lub ciepłym podłożu.

Chociaż dowody na korzyść przepływu lodowcowego były znane na początku XIX wieku, rozwinęły się inne teorie ruchu lodowcowego, takie jak pomysł, że woda z roztopów, ponownie zamarzająca wewnątrz lodowców, spowodowała rozszerzanie się lodowca i wydłużanie jego długości. Gdy stało się jasne, że lodowce zachowywały się do pewnego stopnia tak, jakby lód był lepkim płynem, twierdzono, że „regelacja”, czyli topnienie i ponowne zamrażanie lodu w temperaturze obniżonej przez ciśnienie lodu wewnątrz lodowca, było tym, pozwolił lód odkształcić się i płynąć. James Forbes wymyślił zasadniczo poprawne wyjaśnienie w latach 40. XIX wieku, chociaż minęło kilkadziesiąt lat, zanim zostało w pełni zaakceptowane.

Strefa złamania i pęknięcia

Górne 50 m (160 stóp) lodowca jest sztywne, ponieważ znajduje się pod niskim ciśnieniem . Ta górna część jest znana jako strefa pękania i porusza się głównie jako pojedyncza jednostka nad dolną częścią płynącą z tworzywa sztucznego. Kiedy lodowiec porusza się po nieregularnym terenie, w strefie pęknięć powstają pęknięcia zwane szczelinami . Z powodu różnic w prędkości lodowca tworzą się szczeliny. Jeśli dwie sztywne sekcje lodowca poruszają się z różnymi prędkościami lub kierunkami, siły ścinające powodują ich rozerwanie, otwierając szczelinę. Szczeliny rzadko mają głębokość większą niż 46 m (150 stóp), ale w niektórych przypadkach mogą mieć głębokość co najmniej 300 m (1000 stóp). Poniżej tego miejsca plastyczność lodu zapobiega powstawaniu pęknięć. Przecinające się szczeliny mogą tworzyć w lodzie izolowane szczyty, zwane serakami .

Szczeliny mogą powstawać na kilka różnych sposobów. Szczeliny poprzeczne są poprzeczne do przepływu i tworzą się tam, gdzie bardziej strome zbocza powodują przyspieszenie lodowca. Szczeliny wzdłużne tworzą się półrównolegle, by płynąć tam, gdzie lodowiec rozszerza się na boki. W pobliżu krawędzi lodowca tworzą się skrajne szczeliny, spowodowane zmniejszeniem prędkości spowodowanym tarciem ścian doliny. Krawędziowe szczeliny są w dużej mierze poprzeczne do przepływu. Poruszający się lód lodowiec może czasami oddzielić się od stojącego lodu powyżej, tworząc bergschrund . Bergschrunds przypominają szczeliny, ale są osobliwymi cechami na obrzeżach lodowca. Szczeliny sprawiają, że podróżowanie po lodowcach jest niebezpieczne, zwłaszcza gdy są ukryte za kruchymi mostami śnieżnymi .

Poniżej linii równowagi woda z roztopów lodowcowych jest skoncentrowana w kanałach strumieniowych. Meltwater może gromadzić się w proglacjalnych jeziorach na szczycie lodowca lub schodzić w głąb lodowca przez muliny . Strumienie wewnątrz lub pod lodowcem płyną w tunelach anglacjalnych lub subglacjalnych. Tunele te czasami wynurzają się ponownie na powierzchni lodowca.

Prędkość

Szybkość przemieszczania się lodowców częściowo zależy od tarcia . Tarcie sprawia, że ​​lód na dnie lodowca porusza się wolniej niż lód na górze. W lodowcach alpejskich tarcie jest również generowane na ścianach bocznych doliny, co spowalnia krawędzie w stosunku do środka.

Średnia prędkość lodowcowa jest bardzo zróżnicowana, ale zwykle wynosi około 1 m (3 stopy) dziennie. W zastoju może nie być ruchu; na przykład w niektórych częściach Alaski drzewa mogą osiedlać się na powierzchniowych osadach osadowych. W innych przypadkach lodowce mogą poruszać się nawet z prędkością 20–30 m (70–100 stóp) dziennie, jak na przykład w Jakobshavn Isbræ na Grenlandii . Na prędkość lodowca mają wpływ takie czynniki, jak nachylenie, grubość lodu, opady śniegu, ograniczenie podłużne, temperatura podstawowa, produkcja wód roztopowych i twardość złoża.

Kilka lodowców ma okresy bardzo szybkiego rozwoju, zwane falami . Lodowce te poruszają się normalnie, aż nagle przyspieszą, a następnie powrócą do poprzedniego stanu ruchu. Te fale mogą być spowodowane uszkodzeniem podłoża skalnego, gromadzeniem się wody z roztopów u podstawy lodowca – być może dostarczanej z jeziora ponadlodowcowego  – lub zwykłą akumulacją masy poza krytycznym „punktem krytycznym”. Tymczasowe stawki do 90 m (300 stóp) dziennie miały miejsce, gdy podwyższona temperatura lub ciśnienie powodowały topnienie lodu na dnie i gromadzenie się wody pod lodowcem.

Na obszarach zlodowaconych, gdzie lodowiec porusza się szybciej niż jeden km rocznie, występują lodowcowe trzęsienia ziemi . Są to trzęsienia ziemi na dużą skalę, które mają wielkość sejsmiczną do 6,1. Liczba lodowcowych trzęsień ziemi na Grenlandii osiąga szczyt każdego roku w lipcu, sierpniu i wrześniu i gwałtownie wzrosła w latach 90. i 2000. W badaniu wykorzystującym dane od stycznia 1993 r. do października 2005 r. od 2002 r. każdego roku wykrywano więcej zdarzeń, aw 2005 r. zarejestrowano dwa razy więcej zdarzeń niż w jakimkolwiek innym roku.

Ogień

Zespoły Forbesa na lodowcu Mer de Glace we Francji

Ogiby (lub pasma Forbesa ) to naprzemienne grzbiety fal i doliny, które wyglądają jak ciemne i jasne pasma lodu na powierzchni lodowca. Są one związane z sezonowym ruchem lodowców; szerokość jednego ciemnego i jednego jasnego pasma generalnie odpowiada rocznemu ruchowi lodowca. Ostrogi powstają, gdy lód z lodospadu jest poważnie rozbijany, zwiększając powierzchnię ablacji w okresie letnim. W ten sposób tworzy się zalew i miejsce na gromadzenie się śniegu zimą, co z kolei tworzy grzbiet. Czasami ostrołuki składają się tylko z pofałdowań lub kolorowych pasm i są opisywane jako ostrołuki faliste lub ostrołuki wstęgowe.

Geografia

Lodowiec czarnego lodu w pobliżu Aconcagua , Argentyna

Lodowce występują na każdym kontynencie iw około pięćdziesięciu krajach, z wyjątkiem tych (Australia, RPA), które mają lodowce tylko na odległych subantarktycznych terytoriach wysp. Rozległe lodowce znajdują się na Antarktydzie, Argentynie, Chile, Kanadzie, Alasce, Grenlandii i Islandii. Lodowce górskie są szeroko rozpowszechnione, zwłaszcza w Andach , Himalajach , Górach Skalistych , Kaukazie , górach Skandynawii i Alpach . Lodowiec Śnieżnika na górze Pirin w Bułgarii o szerokości geograficznej 41°46′09″N jest najbardziej wysuniętą na południe masą lodowcową w Europie. Australia kontynentalna nie zawiera obecnie lodowców, chociaż mały lodowiec na Górze Kościuszki był obecny w ostatnim okresie zlodowacenia . Na Nowej Gwinei małe, szybko zanikające lodowce znajdują się na Puncak Jaya . Afryka ma lodowce na Kilimandżaro w Tanzanii, na górze Kenia iw górach Rwenzori . Oceaniczne wyspy z lodowcami obejmują Islandię, kilka wysp u wybrzeży Norwegii, w tym Svalbard i Jan Mayen na dalekiej północy, Nową Zelandię i subantarktyczne wyspy Marion , Heard , Grande Terre (Kerguelen) i Bouvet . Podczas okresów lodowcowych czwartorzędu, Tajwan , Hawaje na Mauna Kea i Teneryfie również miały duże lodowce alpejskie, podczas gdy Wyspy Owcze i Crozet były całkowicie zlodowacone.

Na stałą pokrywę śnieżną niezbędną do powstania lodowca mają wpływ takie czynniki, jak stopień nachylenia terenu, ilość opadów śniegu i wiatry. Lodowce można znaleźć na wszystkich szerokościach geograficznych z wyjątkiem 20° do 27° na północ i południe od równika, gdzie obecność opadającego ramienia cyrkulacji Hadleya zmniejsza opady tak bardzo, że przy dużym nasłonecznieniu linie śniegu sięgają powyżej 6500 m (21 330 stóp). Jednak między 19˚N a 19˚S opady są wyższe, a góry powyżej 5000 m (16400 stóp) mają zwykle stały śnieg.

Nawet na dużych szerokościach geograficznych tworzenie się lodowców nie jest nieuniknione. Obszary Arktyki , takie jak Wyspa Banksa i Suche Doliny McMurdo na Antarktydzie, uważane są za pustynie polarne, gdzie lodowce nie mogą się tworzyć, ponieważ pomimo przenikliwego zimna spadają tam niewielkie opady śniegu. Zimne powietrze, w przeciwieństwie do ciepłego, nie jest w stanie przenosić dużej ilości pary wodnej. Nawet w okresach lodowcowych czwartorzędu , Mandżurii , nizinnej Syberii oraz środkowej i północnej Alaski , choć wyjątkowo zimne, opady śniegu były tak lekkie, że lodowce nie mogły się tworzyć.

Oprócz suchych, niezlodowaconych regionów polarnych, niektóre góry i wulkany w Boliwii, Chile i Argentynie są wysokie (4500 do 6900 m lub 14800 do 22600 stóp) i zimne, ale względny brak opadów zapobiega gromadzeniu się śniegu w lodowcach. Dzieje się tak dlatego, że te szczyty znajdują się w pobliżu lub na hipersuchej pustyni Atakama .

Geologia lodowcowa

Schemat wyrywania i ścierania polodowcowego
Glacially oskubane granitic fundament pobliżu Mariehamn , Alandzkich

Lodowce niszczą teren w wyniku dwóch głównych procesów: ścierania i wyrywania .

Gdy lodowce przepływają przez podłoże skalne, miękną i podnoszą bloki skalne do lodu. Proces ten, zwany wyrywaniem, jest powodowany przez wodę subglacjalną, która penetruje szczeliny w podłożu skalnym, a następnie zamarza i rozszerza się. Ta ekspansja powoduje, że lód działa jak dźwignia, która rozluźnia skałę, podnosząc ją. W ten sposób osady wszystkich rozmiarów stają się częścią ładunku lodowca. Jeśli cofający się lodowiec nabierze wystarczającej ilości gruzu, może stać się lodowcem skalnym , takim jak lodowiec Timpanogos w stanie Utah.

Ścieranie występuje, gdy lód i ładunek fragmentów skał ślizgają się po podłożu skalnym i działają jak papier ścierny, wygładzając i polerując podłoże skalne poniżej. Sproszkowana skała wytwarzana w tym procesie nazywana jest mączką kamienną i składa się z ziaren skalnych o wielkości od 0,002 do 0,00625 mm. Ścieranie prowadzi do bardziej stromych ścian dolin i zboczy górskich w otoczeniu alpejskim, co może powodować lawiny i osunięcia skał, które dodają jeszcze więcej materiału do lodowca. Abrazja lodowcowa zwykle charakteryzuje się prążkami lodowcowymi . Lodowce wytwarzają je, gdy zawierają duże głazy, które rzeźbią długie rysy w podłożu skalnym. Mapując kierunek prążków, naukowcy mogą określić kierunek ruchu lodowca. Podobne do prążków są ślady karbowania , linie wgłębień w kształcie półksiężyca w skale pod lodowcem. Powstają w wyniku ścierania, gdy głazy w lodowcu są wielokrotnie łapane i uwalniane, gdy są ciągnięte wzdłuż podłoża skalnego.

Szybkość erozji lodowca jest różna. Sześć czynników kontroluje szybkość erozji:

  • Prędkość ruchu lodowcowego
  • Grubość lodu
  • Kształt, liczebność i twardość fragmentów skał zawartych w lodzie na dnie lodowca
  • Względna łatwość erozji powierzchni pod lodowcem
  • Warunki termiczne u podstawy lodowca
  • Przepuszczalność i ciśnienie wody u podstawy lodowca

Kiedy podłoże skalne ma częste pęknięcia na powierzchni, tempo erozji lodowcowej ma tendencję do zwiększania się, ponieważ wyrywanie jest główną siłą erozyjną na powierzchni; gdy jednak podłoże skalne ma szerokie szczeliny między sporadycznie występującymi pęknięciami, abrazja jest zwykle dominującą formą erozji, a tempo erozji lodowcowej staje się wolniejsze. Lodowce na niższych szerokościach geograficznych są zwykle znacznie bardziej erozyjne niż lodowce na wyższych szerokościach geograficznych, ponieważ mają więcej wody z roztopów docierającej do podstawy lodowca i ułatwiają produkcję i transport osadów przy tej samej prędkości ruchu i ilości lodu.

Materiał, który zostaje włączony do lodowca, jest zazwyczaj przenoszony aż do strefy ablacji przed osadzeniem. Depozyty lodowcowe są dwojakiego rodzaju:

  • Glina lodowcowa : materiał osadzany bezpośrednio z lodu lodowcowego. Till zawiera mieszankę niezróżnicowanego materiału, od wielkości gliny po głazy, typową kompozycję moreny.
  • Osady rzeczne i wylewne : osady osadzane przez wodę. Te depozyty są rozwarstwione według wielkości.

Większe kawałki skał, które są inkrustowane w glinie zwałowej lub osadzane na powierzchni, nazywane są „ głazami narzutowymi ”. Różnią się wielkością od kamyków do głazów, ale ponieważ często są przenoszone na duże odległości, mogą drastycznie różnić się od materiału, na którym zostały znalezione. Wzory narzutów lodowcowych wskazują na ruchy w przeszłości lodowców.

moreny

moreny lodowcowe nad jeziorem Louise , Alberta , Kanada

Moreny lodowcowe powstają w wyniku osadzania się materiału z lodowca i są odsłonięte po cofnięciu się lodowca. Zwykle pojawiają się jako liniowe kopce gliny glinowej , nieposortowanej mieszanki skał, żwiru i głazów w matrycy drobnoziarnistego materiału. Moreny czołowe lub czołowe tworzą się u podnóża lub końca lodowca. Po bokach lodowca tworzą się moreny boczne. Moreny środkowe powstają, gdy dwa różne lodowce łączą się, a moreny boczne każdego z nich łączą się, tworząc morenę pośrodku połączonego lodowca. Mniej widoczne są moreny denne , zwane także dryfami polodowcowymi , które często pokrywają powierzchnię pod stokiem lodowca od linii równowagi. Termin morena ma pochodzenie francuskie. Został on wymyślony przez chłopów w celu opisania wałów aluwialnych i obrzeży znalezionych w pobliżu brzegów lodowców we francuskich Alpach . We współczesnej geologii termin ten jest używany szerzej i odnosi się do szeregu formacji, z których wszystkie składają się z gliny. Moreny mogą również tworzyć jeziora zaporowe morenowe.

Drumliny

Po przekształceniu krajobrazu przez lodowiec tworzy się pole drumlinowe . Formacje w kształcie łzy wyznaczają kierunek przepływu lodu.

Drumliny to asymetryczne pagórki w kształcie kajaka, zbudowane głównie z kasy . Ich wysokość waha się od 15 do 50 metrów, a ich długość może sięgać kilometra. Najbardziej stroma strona wzgórza jest zwrócona w kierunku, z którego narastał lód ( stus ), natomiast dłuższe zbocze pozostawione jest w kierunku ruchu lodu ( lee ). Drumliny występują w grupach nazywanych polami bębnów lub obozami bębnów . Jedno z tych pól znajduje się na wschód od Rochester w stanie Nowy Jork ; szacuje się, że zawiera około 10 000 drumlinów. Chociaż proces powstawania bębnów nie jest do końca poznany, ich kształt sugeruje, że są one produktami strefy deformacji plastycznej dawnych lodowców. Uważa się, że wiele drumlinów powstało, gdy lodowce przesunęły się i zmieniły osady wcześniejszych lodowców.

Doliny lodowcowe, cyrki, arety i szczyty piramid

Cechy krajobrazu lodowcowego

Przed zlodowaceniem doliny górskie mają charakterystyczny kształt litery „V” , powstały w wyniku erozji wody. Podczas zlodowacenia doliny te są często poszerzane, pogłębiane i wygładzane, tworząc dolinę polodowcową w kształcie litery „U” lub rynnę polodowcową, jak to się czasem nazywa. Erozja, która tworzy lodowcowe doliny, ścina wszelkie ostrogi skalne lub ziemne, które wcześniej rozciągały się w poprzek doliny, tworząc szerokie, trójkątne klify zwane ściętymi ostrogami . W obrębie dolin polodowcowych zagłębienia powstałe w wyniku wyrywania i ścierania mogą być wypełniane przez jeziora zwane paternoster . Jeśli lodowcowa dolina wpada w duży zbiornik wodny, tworzy fiord .

Zazwyczaj lodowce pogłębiają swoje doliny bardziej niż ich mniejsze dopływy . Dlatego też, gdy lodowce cofają się, doliny lodowców dopływowych pozostają powyżej głównego obniżenia lodowca i nazywane są dolinami wiszącymi .

Na początku klasycznego lodowca doliny znajduje się kotlina w kształcie misy, która z trzech stron ma skarpy, ale jest otwarta po stronie opadającej do doliny. Cyrki to miejsca, w których lód zaczyna gromadzić się w lodowcu. Dwa cyrki lodowcowe mogą formować się plecami do siebie i erodować ich tylne ściany, aż pozostanie tylko wąski grzbiet, zwany arete . Taka konstrukcja może skutkować przełęczą . Jeśli kilka cyrków otacza jedną górę, tworzą spiczaste szczyty piramid ; szczególnie strome przykłady nazywane są rogami .

Roches Moutonnées

Przejście lodowatego lodu na powierzchni skały macierzystej może powodować skała być wyrzeźbiony na pagórku zwanym Muton , lub „sheepback” skałę. Roches moutonnées mogą mieć wydłużony, zaokrąglony i asymetryczny kształt. Ich długość waha się od niespełna metra do kilkuset metrów. Roches moutonnées mają łagodne nachylenie po bokach w górę lodowca i stromą lub pionową ścianę po bokach lodowca. Podczas przepływu lodowiec ściera gładkie zbocze po stronie górnej rzeki, ale odrywa fragmenty skał i przenosi je z dolnej strony poprzez wyrywanie.

Stratyfikacja aluwialna

Gdy woda unosząca się ze strefy ablacji oddala się od lodowca, niesie ze sobą drobne, zerodowane osady. Wraz ze spadkiem prędkości wody zmniejsza się jej zdolność do przenoszenia obiektów w zawieszeniu. W ten sposób woda stopniowo osadza osady, tworząc równinę aluwialną . Kiedy to zjawisko występuje w dolinie, nazywa się to pociągiem w dolinie . Kiedy osady mają miejsce w ujściu rzeki , osady są znane jako błoto zatokowe . Równinom rynnowym i pociągom dolinnym towarzyszą zwykle baseny zwane „ czajnikami ”. Są to małe jeziora powstające, gdy duże bloki lodu uwięzione w aluwiach topią się i tworzą wypełnione wodą zagłębienia. Średnice czajników wahają się od 5 m do 13 km, przy głębokościach do 45 metrów. Większość z nich ma okrągły kształt, ponieważ bloki lodu, które je utworzyły, były zaokrąglone podczas topienia.

Złoża lodowcowe

Krajobraz wytworzony przez cofający się lodowiec

Kiedy rozmiar lodowca zmniejsza się poniżej punktu krytycznego, jego przepływ zatrzymuje się i staje się nieruchomy. Tymczasem woda z roztopów wewnątrz i pod lodem pozostawia uwarstwione osady aluwialne. Osady te, w postaci kolumn, tarasów i skupisk, pozostają po stopieniu się lodowca i są znane jako „osady lodowcowe”. Osady polodowcowe, które przybierają kształt pagórków lub kopców, nazywane są kamesami . Niektóre kamy powstają, gdy woda z roztopów osadza się przez otwory we wnętrzu lodu. Inne są wytwarzane przez wentylatory lub delty utworzone przez wodę z topnienia. Gdy lód polodowcowy zajmuje dolinę, może tworzyć terasy lub kamy po bokach doliny. Długie, faliste osady lodowcowe nazywane są ozami . Eskery składają się z piasku i żwiru, które zostały naniesione przez strumienie wód roztopowych, które przepływały przez tunele lodowe w lodowcu lub pod nim. Pozostają po stopieniu lodu, mają wysokość przekraczającą 100 metrów i długość nawet 100 km.

Depozyty lessowe

Bardzo drobne osady lodowcowe lub mączka skalna są często zbierane przez wiatr wiejący nad gołą powierzchnią i mogą być osadzane w dużych odległościach od pierwotnego miejsca osadzania rzecznego. Te złoża lessu eolicznego mogą być bardzo głębokie, nawet setki metrów, jak na obszarach Chin i Środkowego Zachodu Stanów Zjednoczonych . Wiatry katabatyczne mogą być ważne w tym procesie.

Zmiana klimatu

Lodowce są cennym zasobem do śledzenia zmian klimatycznych przez długi czas, ponieważ mogą mieć setki tysięcy lat. Aby zbadać wzorce w czasie przez lodowce, pobierane są rdzenie lodowe , które dostarczają ciągłych informacji, w tym dowodów na zmiany klimatyczne, uwięzionych w lodzie, aby naukowcy mogli je rozbić i zbadać. Lodowce są badane w celu uzyskania informacji o historii zmian klimatycznych spowodowanych przyczynami naturalnymi lub ludzkimi. Działalność człowieka spowodowała wzrost emisji gazów cieplarnianych, tworząc trend globalnego ocieplenia, powodując topnienie tych cennych lodowców. Lodowce mają efekt albedo , a topnienie lodowców oznacza mniejsze albedo. W Alpach lato 2003 r. porównywano z latem 1988 r. W latach 1998-2003 wartość albedo w 2003 r. była o 0,2 niższa. Kiedy lodowce zaczynają topnieć, powodują również wzrost poziomu morza, co z kolei zwiększa erozję wybrzeża. i zwiększa fale sztormowe, ponieważ ocieplające się temperatury powietrza i oceanów powodują częstsze i intensywniejsze sztormy przybrzeżne, takie jak huragany i tajfuny”. W ten sposób ludzkie przyczyny zmian klimatu tworzą dodatnie sprzężenie zwrotne z lodowcami: wzrost temperatury powoduje większe topnienie lodowców, co prowadzi do mniejszego albedo, wyższego poziomu mórz i wielu innych problemów klimatycznych. Od 1972 aż do 2019 roku NASA używała satelity Landsat , który był używany do rejestrowania lodowców na Alasce , Grenlandii i Antarktydzie . Ten projekt Landsat wykazał, że od około 2000 r. cofanie się lodowców znacznie się zwiększyło.

Lodowiec South Cascade w Waszyngtonie udokumentowany w latach 1928-2003, ukazujący niedawne gwałtowne cofanie się lodowca. Patrząc na to zdjęcie, wyraźnie widać, jak szybko lodowce cofają się we współczesnym świecie. Ten rodzaj wycofywania się jest wynikiem zmiany klimatu, która uległa znacznemu nasileniu w wyniku działalności człowieka. To zdjęcie zostało zrobione z USGS Departamentu Badań Wewnętrznych USA, patrząc na ostatnie 50 lat zmiany lodowca.

Odbicie izostatyczne

Izostatyczne ciśnienie lodowca na skorupie ziemskiej

Duże masy, takie jak pokrywy lodowe lub lodowce, mogą zagłębiać skorupę ziemską w płaszcz. Zagłębienie zwykle zajmuje jedną trzecią grubości pokrywy lodowej lub lodowca. Po stopieniu się pokrywy lodowej lub lodowca płaszcz zaczyna powracać do swojej pierwotnej pozycji, wypychając skorupę z powrotem do góry. To polodowcowe odbicie , które postępuje bardzo powoli po stopieniu lądolodu lub lodowca, występuje obecnie w wymiernych ilościach w Skandynawii i regionie Wielkich Jezior Ameryki Północnej.

Cecha geomorfologiczna wytworzona w tym samym procesie na mniejszą skalę jest znana jako uskok dylatacyjny . Występuje, gdy wcześniej sprasowana skała może powrócić do swojego pierwotnego kształtu szybciej, niż jest to możliwe do utrzymania bez uskoków. Prowadzi to do efektu podobnego do tego, który można by zobaczyć, gdyby skała została uderzona dużym młotem. Uskoki dylatacyjne można zaobserwować w niedawno zlodowaconych częściach Islandii i Kumbrii.

Na Marsie

Północna czapa polarna na Marsie .

Polarne czapy lodowe Marsa pokazują geologiczne dowody osadów lodowcowych. Południowa czapa polarna jest szczególnie porównywalna z lodowcami na Ziemi. Cechy topograficzne i modele komputerowe wskazują na istnienie większej liczby lodowców w przeszłości Marsa. Na średnich szerokościach geograficznych, między 35° a 65° na północ lub południe, marsjańskie lodowce są pod wpływem cienkiej atmosfery marsjańskiej. Ze względu na niskie ciśnienie atmosferyczne ablacja przy powierzchni spowodowana jest wyłącznie sublimacją , a nie topnieniem . Podobnie jak na Ziemi, wiele lodowców jest pokrytych warstwą skał, która izoluje lód. Instrument radarowy na pokładzie Mars Reconnaissance Orbiter znalazł lód pod cienką warstwą skał w formacjach zwanych fartuchami gruzu lobate (LDA).

Poniższe zdjęcia ilustrują, jak cechy krajobrazu na Marsie bardzo przypominają te na Ziemi.

Zobacz też

Uwagi

Bibliografia

  • Ten artykuł w dużej mierze opiera się na analogicznym artykule w hiszpańskojęzycznej Wikipedii , do którego dostęp uzyskano w wersji z 24 lipca 2005 r.
  • Hambrey, Michael; Alean, Jürg (2004). Lodowce (wyd. 2). Wydawnictwo Uniwersytetu Cambridge. ISBN 978-0-521-82808-6. OCLC  54371738 .Doskonałe, mniej techniczne podejście do wszystkich aspektów, z doskonałymi zdjęciami i relacjami z pierwszej ręki z doświadczeń glacjologów. Wszystkie obrazy tej książki można znaleźć w Internecie (patrz Linki internetowe: Lodowce-online)
  • Benn, Douglas I.; Evans, David JA (1999). Lodowce i zlodowacenie . Arnolda. ISBN 978-0-470-23651-2. OCLC  38329570 .
  • Bennetta, MR; Glasser, NF (1996). Geologia lodowcowa: pokrywy lodowe i ukształtowanie terenu . John Wiley i synowie. ISBN 978-0-471-96344-8. OCLC  33359888 .
  • Hambrey, Michael (1994). Środowiska lodowcowe . University of British Columbia Press, UCL Press. ISBN 978-0-7748-0510-0. OCLC  30512475 . Podręcznik do studiów licencjackich.
  • Rycerz, Piotr G (1999). Lodowce . Cheltenham: Nelson Thornes. ISBN 978-0-7487-4000-0. OCLC  42656957 . Podręcznik dla studentów unikający matematycznych zawiłości
  • Walley, Robert (1992). Wprowadzenie do geografii fizycznej . Wm. C. Brown Publishers. Podręcznik poświęcony wyjaśnianiu geografii naszej planety.
  • WSB Paterson (1994). Fizyka lodowców (3rd ed.). Prasa Pergamońska. ISBN 978-0-08-013972-2. OCLC  26188 . Kompleksowe odniesienie do fizycznych zasad leżących u podstaw formacji i zachowania.

Dalsza lektura

Zewnętrzne linki