Lodowiec
Lodowiec ( US : / ɡ l eɪ ʃ ər to trwałe ciało / ; UK : / ɡ l æ s i ər porusza , gęstego lodu, który stale ɡ l eɪ s i ər ) / się pod własnym ciężarem. Lodowiec tworzy się tam, gdzie nagromadzenie śniegu przekracza jego ablację przez wiele lat, często stuleci . Nabiera charakterystycznych cech, takich jak szczeliny i seraki , ponieważ powoli płynie i odkształca się pod wpływem naprężeń wywołanych jego ciężarem. Poruszając się, ściera skały i gruz z podłoża, tworząc formy terenu, takie jak kotły , moreny lub fiordy . Chociaż lodowiec może wpływać do zbiornika wodnego, tworzy się tylko na lądzie i różni się od znacznie cieńszego lodu morskiego i lodu jeziornego, które tworzą się na powierzchni zbiorników wodnych.
Na Ziemi 99% lodu lodowcowego znajduje się w rozległych 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 dużych szerokościach geograficznych Oceanii Oceaniczne kraje wyspiarskie, takie jak Nowa Zelandia . Między 35°N a 35°S szerokości geograficznej południowej lodowce występują tylko w Himalajach , Andach i kilku wysokich górach Afryki 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 lądowej Ziemi. Lodowce kontynentalne pokrywają prawie 13 milionów km 2 (5 milionów 2) lub około 98% z 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. Objętość lodowców, nie licząc pokryw lodowych Antarktydy i Grenlandii, oszacowano na 170 000 km 3 .
Lód lodowcowy jest największym zbiornikiem słodkiej wody na Ziemi, utrzymującym wraz z pokrywami lodowymi około 69 procent światowych zasobów słodkiej wody. Wiele lodowców z umiarkowanego , alpejskiego i sezonowego klimatu polarnego magazynuje wodę w postaci lodu w chłodniejszych porach roku i uwalnia ją później w postaci wody topniejącej , gdy cieplejsze letnie temperatury powodują topnienie lodowca, tworząc źródło wody , które jest szczególnie ważne dla roślin, zwierząt i zastosowań przez ludzi, podczas gdy inne źródła mogą być skąpe. Jednak w środowiskach położonych na dużych wysokościach i na Antarktydzie sezonowa różnica temperatur często nie wystarcza do uwolnienia wody z roztopów.
Ponieważ na masę lodowców wpływają długoterminowe zmiany klimatyczne, np. opady atmosferyczne , średnia temperatura i zachmurzenie , zmiany masy lodowcowej są uważane za jedne z najbardziej czułych wskaźników zmian klimatu i są głównym źródłem wahań poziomu mórz .
Duży kawałek skompresowanego lodu lub lodowiec ma kolor niebieski , podobnie jak duże ilości wody . 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 lodzie biały kolor, są wyciskane pod wpływem ciśnienia, zwiększając gęstość powstałego lodu.
Słowo lodowiec jest zapożyczeniem z języka francuskiego i sięga wstecz, poprzez francusko-prowansalski , do wulgarnego łacińskiego glaciārium , wywodzącego się z późnej łacińskiej glacia i ostatecznie łacińskiego glaciēs , oznaczającego „lód”. Procesy i cechy spowodowane przez lodowce lub z nimi związane są określane jako lodowcowe. Proces powstawania, wzrostu i przepływu lodowca nazywa się zlodowaceniem . Odpowiedni obszar badań nazywa się glacjologią . Lodowce są ważnymi składnikami globalnej kriosfery .
typy
Klasyfikacja według wielkości, kształtu i zachowania
Lodowce są podzielone na kategorie według ich morfologii, właściwości termicznych i zachowania. Lodowce alpejskie tworzą się na grzbietach i zboczach gór. Lodowiec wypełniający dolinę nazywany jest lodowcem dolinowym lub alternatywnie lodowcem alpejskim lub lodowcem górskim . Duży obszar lodu lodowcowego okrakiem na górze, łańcuchu górskim lub wulkanie nazywany 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 pokrywami lodowymi lub lodowcami kontynentalnymi . Głębokie na kilka kilometrów zasłaniają leżącą u ich podstaw topografię. Z ich powierzchni wystają tylko nunataki . Jedynymi istniejącymi pokrywami lodowymi są te, które pokrywają większość Antarktydy i Grenlandii. Zawierają ogromne ilości słodkiej wody, wystarczające, aby gdyby oba stopiły się, globalny poziom mórz wzrósłby o ponad 70 m (230 stóp). Części pokrywy lodowej lub czapy lodowej, które sięgają do wody, nazywane są półkami lodowymi ; wydają się być cienkie z ograniczonymi nachyleniami i zmniejszonymi prędkościami. Wąskie, szybko poruszające się odcinki pokrywy lodowej nazywane są strumieniami lodu . Na Antarktydzie wiele strumieni lodu wpływa na duże szelfy lodowe . Niektóre spływają bezpośrednio do morza, często z lodowym językiem , jak lodowiec Mertz .
Lodowce Tidewater to lodowce, które kończą się w morzu, w tym większość lodowców płynących z Grenlandii, Antarktydy, Baffina , Devonu i Wysp Ellesmere w Kanadzie, południowo-wschodniej Alaski oraz północnych i południowych pól lodowych Patagonii . Gdy lód dociera do morza, jego kawałki odrywają się lub cielę, tworząc góry lodowe . Większość lodowców wód pływowych cieli się nad poziomem morza, co często powoduje ogromne uderzenie, gdy góra lodowa uderza w wodę. Lodowce Tidewater podlegają stuleciom cykle postępu i cofania się , na które zmiany klimatu mają znacznie mniejszy wpływ niż inne lodowce.
Klasyfikacja według stanu termicznego
Pod względem termicznym lodowiec strefy umiarkowanej topnieje przez cały rok, od powierzchni do podstawy. Lód na lodowcu polarnym jest zawsze poniżej progu zamarzania od powierzchni do jego podstawy, chociaż powierzchnia pokrywy śnieżnej może sezonowo topnieć. Lodowiec subpolarny obejmuje zarówno lód umiarkowany, jak i polarny, w zależności od głębokości pod powierzchnią i położenia wzdłuż lodowca. W podobny sposób reżim termiczny lodowca jest często opisywany przez jego temperaturę podstawową. Zimny lodowiec jest poniżej zera na granicy faz lód-ziemia, a zatem jest przymarznięty do podłoża. Ciepły lodowiec znajduje się powyżej lub w temperaturze zamarzania na granicy faz i może się ślizgać na tym kontakcie. Uważa się, że ten kontrast w dużej mierze reguluje zdolność lodowca do skutecznej erozji jego dna , ponieważ przesuwający 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 zwykle wywodzi się z cirque (znanego alternatywnie jako corrie lub cwm ) – typowego obiektu geologicznego w kształcie fotela (takiego jak zagłębienie między górami otoczonymi arêtes ) – które gromadzi i kompresuje grawitacyjnie wpadający do niej śnieg. Ten śnieg gromadzi się, a ciężar spadającego powyżej śniegu zagęszcza go, tworząc névé (granulowany śnieg). Dalsze kruszenie poszczególnych płatków śniegu i wyciskanie powietrza ze śniegu zamienia go w „lodowaty lód”. Ten lodowaty lód wypełni cyrk, dopóki nie „przeleje się” przez geologiczną słabość lub pustkę, taką jak szczelina między dwiema górami. Kiedy masa śniegu i lodu osiąga wystarczającą grubość, zaczyna się poruszać dzięki kombinacji nachylenia powierzchni, grawitacji i ciśnienia. Na bardziej stromych zboczach może to nastąpić przy zaledwie 15 m (49 stóp) śniegu.
W umiarkowanych lodowcach śnieg wielokrotnie zamarza i topnieje, zmieniając się w ziarnisty lód zwany jodłą . Pod naciskiem warstw lodu i śniegu powyżej, ten ziarnisty lód łączy się w gęstszą jodłę. Z biegiem lat warstwy jodły ulegają dalszemu zagęszczeniu i stają się lodem lodowcowym. Lód lodowcowy jest nieco bardziej gęsty niż lód utworzony z zamarzniętej wody, ponieważ lód lodowcowy zawiera mniej uwięzionych pęcherzyków powietrza.
Lód lodowcowy ma charakterystyczny niebieski odcień, ponieważ pochłania trochę czerwonego światła z powodu nadtonu trybu rozciągania cząsteczki wody w podczerwieni OH. (Z tego samego powodu ciekła woda wydaje się niebieska. Błękit lodu lodowcowego jest czasami błędnie przypisywany rozpraszaniu przez Rayleigha bąbelków w lodzie).
Struktura
Lodowiec ma swój początek w miejscu zwanym głową lodowca i kończy się u jego podnóża, pyska lub końca .
Lodowce są podzielone na strefy w zależności od pokrywy śnieżnej i warunków topnienia. Strefa ablacji to region, w którym następuje utrata netto masy lodowca. Górna część lodowca, w której akumulacja przewyższa ablację, nazywana jest strefą akumulacyjną . Linia równowagi oddziela strefę ablacji od strefy akumulacji; jest to kontur, w którym ilość nowego śniegu uzyskanego w wyniku akumulacji jest równa ilości lodu utraconego w wyniku ablacji. Ogólnie strefa akumulacji stanowi 60–70% powierzchni lodowca, więcej, jeśli lodowiec cieli góry lodowe. Lód w strefie akumulacji jest wystarczająco głęboki, aby wywierać siłę skierowaną w dół, która powoduje erozję leżącej pod spodem skały. Po stopieniu się lodowca często pozostawia on zagłębienie w kształcie misy lub amfiteatru, którego rozmiary wahają się od dużych basenów, takich jak Wielkie Jeziora, po mniejsze zagłębienia górskie, znane jako cyrki .
Strefę akumulacji można podzielić na podstawie warunków topnienia.
- Strefa suchego śniegu to region, w którym nie dochodzi do topnienia nawet latem, a pokrywa śnieżna pozostaje sucha.
- Strefa perkolacji to obszar, na którym dochodzi do topnienia powierzchni, co powoduje przenikanie wody z roztopów do pokrywy śnieżnej. Strefa ta jest często oznaczona ponownie zamrożonymi soczewkami lodowymi , gruczołami i warstwami. Pokrywa śnieżna również nigdy nie osiąga temperatury topnienia.
- W pobliżu linii równowagi na niektórych lodowcach rozwija się nałożona strefa lodowa. W tej strefie wody topniejące ponownie zamarzają jako zimna warstwa w lodowcu, tworząc ciągłą masę lodu.
- Strefa mokrego śniegu to region, w którym cały śnieg osadzony od końca poprzedniego lata został podniesiony do 0 ° C.
Zdrowie lodowca jest zwykle oceniane poprzez określenie bilansu masy lodowca lub obserwację zachowania jego końca. Zdrowe lodowce mają duże strefy akumulacji, ponad 60% ich powierzchni jest pokryte śniegiem pod koniec sezonu topnienia i mają zakończenie z silnym przepływem.
Po zakończeniu małej epoki lodowcowej około 1850 r. lodowce wokół Ziemi znacznie się cofnęły . Nieznaczne ochłodzenie doprowadziło w latach 1950 do 1985 do przemieszczania się wielu alpejskich lodowców, ale od 1985 roku cofanie się lodowców i utrata masy stały się większe i coraz bardziej wszechobecne.
Ruch
Lodowce poruszają się lub płyną w dół dzięki sile grawitacji i wewnętrznej deformacji 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. Kiedy naprężenia na warstwie powyżej przekraczają siłę wiązania między warstwami, porusza się ona szybciej niż warstwa poniżej.
Lodowce poruszają się również poprzez ślizganie podstawy . W tym procesie lodowiec ślizga się po terenie, na którym się znajduje, smarowany obecnością wody w stanie ciekłym. Woda powstaje z lodu, który topi się pod wysokim ciśnieniem w wyniku ogrzewania tarciowego. W lodowcach umiarkowanych lub ciepłych dominuje przesuwanie podstawy.
Chociaż dowody przemawiające za przepływem lodowców były znane na początku XIX wieku, rozwinięto inne teorie ruchu lodowców, takie jak pomysł, że topniejąca woda, ponownie zamarzająca wewnątrz lodowców, spowodowała rozszerzenie lodowca i wydłużenie go. Gdy stało się jasne, że lodowce zachowują się do pewnego stopnia tak, jakby lód był lepkim płynem, argumentowano, że „regelacja”, czyli topnienie i ponowne zamarzanie lodu w temperaturze obniżonej przez ciśnienie wywierane na lód wewnątrz lodowca, było tym, co pozwolił, by lód się zdeformował i płynął. Jamesa Forbesa wymyślił zasadniczo poprawne wyjaśnienie w latach czterdziestych XIX wieku, chociaż minęło kilka dziesięcioleci, zanim zostało w pełni zaakceptowane.
Strefa pęknięcia i pęknięcia
Górne 50 m (160 stóp) lodowca jest sztywne, ponieważ znajduje się pod niskim ciśnieniem . Ta górna sekcja jest znana jako strefa pęknięcia i porusza się głównie jako pojedyncza jednostka nad dolną sekcją płynącą z tworzywa sztucznego. Kiedy lodowiec porusza się po nieregularnym terenie, spękań powstają pęknięcia zwane szczelinami. Szczeliny tworzą się z powodu różnic w prędkości lodowca. Jeśli dwie sztywne części lodowca poruszają się z różnymi prędkościami lub w różnych kierunkach, ścinanie siły powodują ich rozpad, 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 punktu plastyczność lodu zapobiega powstawaniu pęknięć. Przecinające się szczeliny mogą tworzyć pojedyncze szczyty w lodzie, zwane serakami .
Szczeliny mogą tworzyć się na kilka różnych sposobów. Poprzeczne szczeliny są poprzeczne do przepływu i tworzą się tam, gdzie bardziej strome zbocza powodują przyspieszenie lodowca. Podłużne szczeliny tworzą półrównolegle do przepływu, gdzie lodowiec rozszerza się poprzecznie. Krańcowe szczeliny tworzą się w pobliżu krawędzi lodowca, spowodowane zmniejszeniem prędkości spowodowanej tarciem ścian doliny. Krańcowe szczeliny są w dużej mierze poprzeczne do przepływu. Poruszający się lód lodowcowy może czasami oddzielić się od stojącego lodu powyżej, tworząc bergschrund . Bergschrundy przypominają szczeliny, ale są osobliwymi cechami na obrzeżach lodowca. Szczeliny sprawiają, że podróżowanie po lodowcach jest niebezpieczne, zwłaszcza gdy są one ukryte za kruchymi mostami śnieżnymi .
Poniżej linii równowagi wody lodowcowe są skoncentrowane w kanałach strumieni. Woda z roztopów może gromadzić się w jeziorach proglacjalnych na szczycie lodowca lub schodzić w głąb lodowca przez muliny . Strumienie w lodowcu lub pod nim płyną w tunelach polodowcowych lub subglacjalnych. Te tunele czasami pojawiają się ponownie na powierzchni lodowca.
Prędkość
Szybkość przemieszczania się lodowców jest częściowo określona przez tarcie . 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 względem środka.
Średnia prędkość lodowców jest bardzo zróżnicowana, ale zazwyczaj wynosi około 1 m (3 stopy) dziennie. W obszarach stojących może nie być ruchu; na przykład w niektórych częściach Alaski drzewa mogą osadzać się na osadach powierzchniowych. W innych przypadkach lodowce mogą poruszać się z prędkością nawet 20–30 m (70–100 stóp) dziennie, na przykład w Jakobshavn Isbræ na Grenlandii . Na prędkość lodowców wpływają takie czynniki, jak nachylenie, grubość lodu, opady śniegu, ograniczenie wzdłużne, temperatura podstawowa, produkcja wody roztopowej i twardość złoża.
Kilka lodowców ma okresy bardzo szybkiego rozwoju, zwane falami . Te lodowce wykazują normalny ruch, aż nagle przyspieszają, po czym powracają do poprzedniego stanu ruchu. Fale te mogą być spowodowane uszkodzeniem podłoża skalnego, gromadzeniem się wody topniejącej u podstawy lodowca - być może dostarczanej z jeziora nadlodowcowego - lub prostą akumulacją masy poza krytycznym "punktem krytycznym". Tymczasowe prędkości do 90 m (300 stóp) dziennie miały miejsce, gdy podwyższona temperatura lub nadciśnienie spowodowało topnienie lodu dennego i gromadzenie się wody pod lodowcem.
Na obszarach zlodowaciałych, gdzie lodowiec porusza się z prędkością większą niż 1 km rocznie, występują lodowcowe trzęsienia ziemi . Są to trzęsienia ziemi na dużą skalę, które mają siłę sejsmiczną sięgającą 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 do października 2005 roku od 2002 roku wykrywano więcej zdarzeń, aw 2005 roku zarejestrowano dwa razy więcej zdarzeń niż w jakimkolwiek innym roku.
Ostrołuki
Pasma Ogives lub Forbes to naprzemienne grzbiety i doliny fal, które pojawiają się jako 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. Ostrołuki powstają, gdy lód z lodospadu jest poważnie rozbity, zwiększając powierzchnię ablacji latem. Tworzy to bagno i przestrzeń do gromadzenia się śniegu w zimie, co z kolei tworzy grzbiet. Czasami ostrołuki składają się tylko z falistych lub kolorowych pasów i są opisywane jako ostrołuki faliste lub ostrołuki pasmowe.
Geografia
Lodowce występują na każdym kontynencie iw około pięćdziesięciu krajach, z wyjątkiem tych (Australia, RPA), które mają lodowce tylko na odległych subantarktycznych terytoriach wyspiarskich. Rozległe lodowce znajdują się na Antarktydzie, w Argentynie, Chile, Kanadzie, Alasce, Grenlandii i Islandii. Lodowce górskie są szeroko rozpowszechnione, zwłaszcza w Andach , Himalajach , Górach Skalistych , Kaukazie , górach Skandynawii i Alpach . Lodowiec Snezhnika w Pirinie Góra 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 w ostatnim okresie lodowcowym występował niewielki lodowiec na Górze Kościuszki . Na Nowej Gwinei na Puncak Jaya znajdują się małe, szybko zmniejszające się lodowce . Afryka ma lodowce na górze Kilimandżaro w Tanzanii, na górze Kenia i w 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 . W okresach lodowcowych czwartorzędu Tajwan , Hawaje na Mauna Kea i Teneryfie również miały duże lodowce alpejskie, podczas gdy Wyspy Owcze i Crozet były całkowicie zlodowaciałe.
Na stałą pokrywę śnieżną niezbędną do tworzenia się lodowców wpływają takie czynniki, jak stopień nachylenia terenu, ilość opadów śniegu i wiatry. Lodowce można znaleźć na wszystkich szerokościach geograficznych , z wyjątkiem od 20 ° do 27 ° na północ i południe od równika, gdzie obecność opadającej kończyny cyrkulacji Hadleya obniża opady tak bardzo, że przy dużym nasłonecznieniu linie śniegu sięgają powyżej 6500 m (21330 stóp). Jednak między 19˚N a 19˚S opady są wyższe, a góry powyżej 5000 m (16 400 stóp) zwykle mają 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, są uważane za pustynie polarne , na których nie mogą tworzyć się lodowce, ponieważ pomimo przenikliwego zimna występują 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 zimny, miał tak lekkie opady śniegu, 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 szczyty te znajdują się w pobliżu lub na hiperpustynnej pustyni Atakama .
Geologia lodowcowa
Lodowce powodują erozję terenu poprzez dwa główne procesy: wyrywanie i ścieranie .
Gdy lodowce przepływają przez podłoże skalne, zmiękczają i podnoszą bloki skalne do lodu. Proces ten, zwany wyrywaniem, jest spowodowany 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 zyska wystarczającą ilość gruzu, może stać się lodowcem skalnym , jak lodowiec Timpanogos w stanie Utah.
Ścieranie występuje, gdy lód i jego ładunek fragmentów skał przesuwają 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 warunkach alpejskich, co może powodować lawiny i osuwiska skalne, które dodają jeszcze więcej materiału do lodowca. Ścieranie lodowcowe jest zwykle charakteryzowane przez prążki lodowcowe . 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 drgań , linie zagłębień w kształcie półksiężyca w skale leżącej u podstaw lodowca. Powstają w wyniku ścierania, gdy głazy w lodowcu są wielokrotnie chwytane i uwalniane, gdy są ciągnięte po podłożu skalnym.
Tempo erozji lodowca jest różne. Sześć czynników kontroluje szybkość erozji:
- Szybkość ruchu lodowców
- 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 zwykle wzrasta, ponieważ wyrywanie jest główną siłą erozyjną działającą na powierzchnię; jednak gdy podłoże skalne ma szerokie szczeliny między sporadycznymi pęknięciami, ścieranie jest zwykle dominującą formą erozyjną, a tempo erozji lodowcowej staje się powolne. 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 poruszania się i ilości lodu.
Materiał, który zostaje włączony do lodowca, jest zwykle przenoszony aż do strefy ablacji, zanim zostanie osadzony. Osady lodowcowe są dwojakiego rodzaju:
- Zwał lodowcowy : materiał osadzony bezpośrednio z lodu lodowcowego. Gleba zawiera mieszankę niezróżnicowanego materiału o różnej wielkości, od gliny po głazy, typowy skład moreny.
- Osady rzeczne i sandrowe : osady naniesione przez wodę. Złoża te są uwarstwione według wielkości.
Większe kawałki skał, które są inkrustowane w glinie lub osadzone na powierzchni, nazywane są „ głazami narzutowymi ”. Ich rozmiary wahają się od kamyków do głazów, ale ponieważ często są przenoszone na duże odległości, mogą drastycznie różnić się od materiału, na którym zostały znalezione. Wzory lodowcowych narzutów wskazują na ruchy lodowcowe w przeszłości.
Moreny
Moreny lodowcowe powstają w wyniku osadzania się materiału z lodowca i są odsłonięte po ustąpieniu lodowca. Zwykle pojawiają się jako liniowe kopce gliny , niesortowanej mieszanki skał, żwiru i głazów w matrycy drobnego sproszkowanego materiału. Moreny czołowe lub czołowe powstają u podnóża lub na końcowym końcu lodowca. Po bokach lodowca tworzą się moreny boczne. Moreny środkowe powstają, gdy łączą się dwa różne lodowce, a moreny boczne każdego z nich łączą się, tworząc morenę pośrodku połączonego lodowca. Mniej widoczne są moreny denne , tzw dryf lodowcowy , który często pokrywa powierzchnię pod zboczem lodowca w dół od linii równowagi. Termin morena pochodzi z języka francuskiego. Został wymyślony przez chłopów do opisania wałów i krawędzi aluwialnych znajdujących się w pobliżu obrzeży 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 morenowe.
Drumliny
Drumliny to asymetryczne wzgórza o kształcie kajaka, zbudowane głównie z gliny. Ich wysokość waha się od 15 do 50 metrów, a długość może dochodzić do kilometra. Najbardziej stroma strona wzgórza jest zwrócona w kierunku, z którego posuwał się lód ( stoss ), podczas gdy dłuższe zbocze pozostaje w kierunku ruchu lodu ( lee ). Drumliny można znaleźć w grupach zwanych 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 tworzenia bębnów nie jest w pełni poznany, ich kształt sugeruje, że są one wytworem strefy odkształceń plastycznych starożytnych lodowców. Uważa się, że wiele bębnów powstało, gdy lodowce przesuwały się i zmieniały osady wcześniejszych lodowców.
Lodowate doliny, cyrki, arêtes i piramidalne szczyty
Przed zlodowaceniem górskie doliny mają charakterystyczny kształt litery „V” , powstały w wyniku erozji wody. Podczas zlodowacenia doliny te są często poszerzane, pogłębiane i wygładzane, tworząc w kształcie litery „U” lub rynnę lodowcową, jak to się czasem nazywa. Erozja, która tworzy doliny lodowcowe, obcina wszelkie ostrogi skalne lub ziemi, które mogły wcześniej rozciągać się w poprzek doliny, tworząc szeroko trójkątne klify zwane ściętymi ostrogami . W dolinach polodowcowych zagłębienia powstałe w wyniku wyrywania i ścierania mogą być wypełniane przez jeziora, zwane jeziorami paternoster . Jeśli dolina lodowcowa wpada do dużego zbiornika wodnego, tworzy fiord .
Zazwyczaj lodowce pogłębiają swoje doliny bardziej niż ich mniejsze dopływy . Dlatego, gdy lodowce cofają się, doliny lodowców dopływowych pozostają powyżej obniżenia głównego lodowca i nazywane są dolinami wiszącymi .
Na początku klasycznego lodowca doliny znajduje się cyrk w kształcie misy, który z trzech stron ma opuszczone ściany, ale jest otwarty po stronie schodzącej do doliny. Kotły to miejsce, w którym lód zaczyna gromadzić się w lodowcu. pozostanie tylko wąski grzbiet, zwany arête . Taka struktura może skutkować przełęczą . Jeśli wiele cyrków otacza pojedynczą górę, tworzą spiczaste piramidalne szczyty ; szczególnie strome przykłady nazywane są rogami .
Roches moutonnees
Przejście lodu lodowcowego przez obszar podłoża skalnego może spowodować wyrzeźbienie skały w pagórek zwany roche moutonnée lub skałą „owczą”. Roches moutonnées mogą być wydłużone, zaokrąglone i asymetryczne. Ich długość waha się od mniej niż metra do kilkuset metrów. Roches moutonnées mają łagodne nachylenie po bokach górnego lodowca i stromą do pionowej ścianę po bokach lodowcowych. Płynąc, lodowiec ściera gładkie zbocze po stronie w górę rzeki, ale odrywa fragmenty skał i przenosi je z dolnego biegu rzeki poprzez wyrywanie.
Rozwarstwienie aluwialne
Gdy woda wypływająca ze strefy ablacji oddala się od lodowca, niesie ze sobą drobne, zerodowane osady. Wraz ze spadkiem prędkości wody zmniejsza się również jej zdolność do przenoszenia obiektów w zawieszeniu. W ten sposób woda stopniowo osadza osad podczas przepływu, tworząc równinę aluwialną . Kiedy to zjawisko występuje w dolinie, nazywa się to kolejką dolinną . Gdy osady znajdują się w ujściu rzeki , osady są znane jako błoto zatokowe . Równinom sandrowym i ciągom dolin towarzyszą zwykle baseny zwane „ kotłami ”. Są to małe jeziora powstałe, gdy duże bloki lodu uwięzione w aluwiach topią się i tworzą wypełnione wodą zagłębienia. Średnica kotłów wynosi od 5 m do 13 km, a głębokość do 45 metrów. Większość ma okrągły kształt, ponieważ bloki lodu, który je utworzył, zaokrąglały się w miarę topnienia.
Osady lodowcowe
Kiedy rozmiar lodowca zmniejsza się poniżej punktu krytycznego, jego przepływ zatrzymuje się i staje się nieruchomy. Tymczasem woda topniejąca wewnątrz i pod lodem pozostawia uwarstwione osady aluwialne. Osady te, w postaci kolumn, tarasów i klastrów, pozostają po stopieniu lodowca i są znane jako „osady lodowcowe”. Osady lodowcowe, które przybierają kształt wzgórz lub kopców, nazywane są kemami . Niektóre kemy powstają, gdy topniejąca woda osadza osady przez otwory we wnętrzu lodu. Inne są produkowane przez wentylatory lub delty stworzony przez roztopioną wodę. Kiedy lód lodowcowy zajmuje dolinę, może tworzyć tarasy lub kemy wzdłuż boków doliny. Długie, kręte osady lodowcowe nazywane są ozami . Ozy składają się z piasku i żwiru, które zostały osadzone przez strumienie topniejącej wody, które przepływały przez lodowe tunele w lodowcu lub pod nim. Pozostają po stopieniu lodu, osiągając wysokość przekraczającą 100 metrów i długość dochodzącą do 100 km.
Złoża lessowe
Bardzo drobne osady lodowcowe lub mączka kamienna są często zbierane przez wiatr wiejący nad nagą powierzchnią i mogą osadzać się w dużych odległościach od pierwotnego miejsca depozycji rzecznej. Te eoliczne osady lessowe mogą być bardzo głębokie, nawet na setki metrów, jak na obszarach Chin i środkowo-zachodnich Stanów Zjednoczonych . Wiatry katabatyczne mogą być ważne w tym procesie.
Zmiana klimatu
Lodowce, które mogą mieć setki tysięcy lat, są wykorzystywane do śledzenia zmian klimatu w długich okresach czasu. Naukowcy topią lub miażdżą próbki rdzeni lodowych , których coraz głębsze warstwy reprezentują odpowiednio wcześniejsze czasy w historii klimatu Ziemi. Naukowcy stosują różne instrumenty do zawartości pęcherzyków uwięzionych w warstwach rdzeni, aby śledzić zmiany w składzie atmosfery. Temperatury są wyprowadzane z różnych względnych stężeń odpowiednich gazów, co potwierdza, że przez co najmniej ostatni milion lat globalne temperatury były powiązane z dwutlenkiem węgla stężenia.
Działalność człowieka w epoce przemysłowej zwiększyła stężenie dwutlenku węgla i innych gazów cieplarnianych zatrzymujących ciepło w powietrzu, powodując obecne globalne ocieplenie . Wpływ człowieka jest głównym motorem zmian w kriosferze , której częścią są lodowce.
Globalne ocieplenie tworzy pozytywne pętle sprzężenia zwrotnego z lodowcami. Na przykład w sprzężeniu zwrotnym lodu-albedo rosnące temperatury zwiększają topnienie lodowców, odsłaniając więcej powierzchni lądów i mórz (która jest ciemniejsza niż lód lodowcowy), pozwalając światłu słonecznemu ogrzać powierzchnię, zamiast odbijać się z powrotem w kosmos. Referencyjne lodowce śledzone przez World Glacier Monitoring Service co roku tracą lód od 1988 roku.
Spływ wody z topniejących lodowców powoduje wzrost poziomu mórz na świecie , zjawisko, które IPCC określa jako zdarzenie „powolnego początku”. Skutki, które przynajmniej częściowo można przypisać podnoszeniu się poziomu mórz, obejmują wdzieranie się na osady i infrastrukturę przybrzeżną, wzrost populacji zamieszkującej przybrzeżne strefy powodziowe trwające od 100 lat, zagrożenia egzystencjalne dla małych wysp i nisko położonych wybrzeży, zmniejszanie się zasobów rybołówstwa przybrzeżnego, utratę ekosystemów przybrzeżnych i usługi ekosystemowe, zasolenie wód gruntowych, zwiększone ryzyko dla bezpieczeństwa żywnościowego i wodnego na wybrzeżach oraz pogłębianie szkód spowodowanych przez cyklony tropikalne, powodzie, fale sztormowe i osiadanie gruntów.
Odbicie izostatyczne
Duże masy, takie jak pokrywy lodowe lub lodowce, mogą wciskać skorupę ziemską w płaszcz. Depresja zwykle stanowi jedną trzecią grubości pokrywy lodowej lub lodowca. Po stopieniu pokrywy lodowej lub lodowca płaszcz zaczyna wracać do swojego pierwotnego położenia, wypychając skorupę z powrotem do góry. To odbicie polodowcowe , które postępuje bardzo powoli po stopieniu lądolodu lub lodowca, występuje obecnie w wymiernych ilościach w Skandynawii i regionie Wielkich Jezior Ameryki Północnej.
Cecha geomorfologiczna utworzona przez ten sam proces na mniejszą skalę jest znana jako uskoki dylatacyjne . Występuje, gdy wcześniej sprasowana skała może powrócić do swojego pierwotnego kształtu szybciej, niż można ją utrzymać bez uskoków. Prowadzi to do efektu podobnego do tego, jaki można by zaobserwować, gdyby skała została uderzona dużym młotem. Uskoki dylatacyjne można zaobserwować w niedawno odlodowcowanych częściach Islandii i Kumbrii.
Na Marsie
Polarne czapy lodowe Marsa wykazują 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, lodowce marsjańskie są pod wpływem rzadkiej marsjańskiej atmosfery. Z powodu niskiego ciśnienia atmosferycznego ablacja przy powierzchni jest spowodowana 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 płatowymi fartuchami gruzu (LDA).
Zobacz też
- Ukształtowanie terenu lodowcowego - ukształtowanie terenu utworzone w wyniku działania lodowców
- Ruch lodowców – Zjawisko geologiczne
- Uprawa lodowca - Sztuczny proces wykorzystywany do wytwarzania lodowców
- Morfologia lodowców – Geomorfologia lodowców
- Zator lodowy - nagromadzenie lodu na rzece spowodowane rozpadem lodu, tworzące barierę, która z kolei może powodować powodzie
Bibliografia
- Huggett, Richard John (2011). Podstawy geomorfologii . Routledge Fundamentals of Physical Geography Series (wyd. 3). Routledge'a . ISBN 978-0-203-86008-3 .
Ogólne odniesienia
- Ten artykuł w dużej mierze opiera się na odpowiednim artykule w hiszpańskojęzycznej Wikipedii , do którego dostęp uzyskano w wersji z 24 lipca 2005 r.
- Hambrey, Michael; Alean, Jurg (2004). Lodowce (wyd. 2). Wydawnictwo Uniwersytetu Cambridge. ISBN 978-0-521-82808-6 . OCLC 54371738 . Doskonałe, mniej techniczne podejście do wszystkich aspektów, ze wspaniałymi zdjęciami i bezpośrednimi relacjami z doświadczeń glacjologów. Wszystkie obrazy tej książki można znaleźć w Internecie (patrz Linki: Lodowce-online)
- Benn, Douglas I .; Evans, David JA (1999). Lodowce i zlodowacenie . Arnolda. ISBN 978-0-470-23651-2 . OCLC 38329570 .
- Bennett, MR; Glasser, NF (1996). Geologia lodowcowa: pokrywy lodowe i formy terenu . John Wiley & 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 na poziomie licencjackim.
- Rycerz, Peter G. (1999). Lodowce . Cheltenham: Nelson Thornes. ISBN 978-0-7487-4000-0 . OCLC 42656957 . Podręcznik dla studentów unikający zawiłości matematycznych
- Walley, Robert (1992). Wprowadzenie do geografii fizycznej . Wm. C. Brown Wydawcy. Podręcznik poświęcony wyjaśnieniu geografii naszej planety.
- Paterson, WSB (1994). Fizyka lodowców (wyd. 3). Prasa Pergamońska . ISBN 978-0-08-013972-2 . OCLC 26188 . Obszerne odniesienie do zasad fizycznych leżących u podstaw formacji i zachowania.
Dalsza lektura
- Gornitz, Vivien. Vanishing Ice: Glaciers, Ice Sheets, and Rising Seas (Columbia University Press, 2019) recenzja online
- Moon, Twila . Pożegnanie z lodowcami , Nauka, 12 maja 2017 r., Cz. 356, wydanie 6338, s. 580–581, doi : 10.1126/science.aam9625
Linki zewnętrzne
- „Globalne zmiany lodowca: fakty i liczby” . Program Narodów Zjednoczonych ds. Ochrony Środowiska (UNEP). 2008. Zarchiwizowane od oryginału w dniu 2018-12-25 . Źródło 2014-11-10 . , raport z serii Global Environment Outlook (GEO).
- Struktury lodowcowe – atlas fotograficzny
- TERAZ w PBS „Na cienkim lodzie”
- Projekt fotograficzny śledzi zmiany w himalajskich lodowcach od 1921 roku
- Krótki odcinek radiowy California Glaciers from The Mountains of California autorstwa Johna Muira, 1894. California Legacy Project
- Dynamika lodowców
- GletscherVergleiche.ch – Zdjęcia przed/po autorstwa Simona Oberli
| Typy krystaliczne | .jpg){kind=small} |
||||
|---|---|---|---|---|---|
|
Formacje i zjawiska |
|
||||
| Działania związane z lodem |
|
||||
| Konstrukcje | |||||
| Praca | |||||
| Inne zastosowania | |||||
| Epoka lodowcowa | |||||
| Biblioteki Narodowe | |
|---|---|
| Inny | |
