Jakie lodowce występują na ziemi? Lodowce Rosji

Lodowce

Lodowce

nagromadzenia lodu poruszające się powoli po powierzchni Ziemi. W niektórych przypadkach ruch lodu zatrzymuje się i tworzy się martwy lód. Wiele lodowców przemieszcza się na pewną odległość do oceanów lub dużych jezior, a następnie tworzy front wycielenia, w którym cielą się góry lodowe. Istnieją cztery główne typy lodowców: pokrywy lodowe kontynentalne, czapy lodowe, lodowce dolinowe (alpejskie) i lodowce podgórskie (lodowce podgórskie).
Najbardziej znane to lodowce pokrywające, które mogą całkowicie pokryć płaskowyże i pasma górskie. Największą jest pokrywa lodowa Antarktyki o powierzchni ponad 13 milionów km 2, zajmująca prawie cały kontynent. Kolejny lodowiec pokrywowy znajduje się na Grenlandii, gdzie obejmuje nawet góry i płaskowyże. Całkowita powierzchnia tej wyspy wynosi 2,23 mln km 2, z czego ok. 1,68 mln km 2 pokryte jest lodem. Szacunek ten uwzględnia powierzchnię nie tylko samej pokrywy lodowej, ale także licznych lodowców wylotowych.
Termin „czapa lodowa” jest czasami używany w odniesieniu do małej pokrywy lodowej, ale dokładniej jest używany do opisania stosunkowo małej masy lodu pokrywającej wysoki płaskowyż lub grzbiet górski, z którego w różnych kierunkach rozciągają się lodowce dolinowe. Wyraźnym przykładem pokrywy lodowej jest tzw. Kolumbijski płaskowyż firn, położony w Kanadzie na pograniczu prowincji Alberta i Kolumbii Brytyjskiej (52°30" N). Jego powierzchnia przekracza 466 km 2, a na wschodzie, południu i zachodzie rozciągają się od niego duże lodowce dolinowe. Jeden z nich to Lodowiec Athabasca jest łatwo dostępny, ponieważ jego dolny koniec znajduje się zaledwie 15 km od autostrady Banff-Jasper, a latem turyści mogą jeździć po lodowcu pojazdami terenowymi. Czapy lodowe występują na Alasce, na północ od Mount St Elias i na wschód od Russell Fjord.
Lodowce dolinowe lub alpejskie zaczynają się od pokryw lodowców, czap lodowych i pól firnowych. Zdecydowana większość współczesnych lodowców dolinowych ma swój początek w basenach firnowych i zajmuje doliny rynnowe, w tworzeniu których mogła brać udział również erozja przedlodowcowa. W pewnych warunkach klimatycznych lodowce dolinowe są szeroko rozpowszechnione w wielu górskich regionach świata: w Andach, Alpach, Alasce, Górach Skalistych i Skandynawskich, Himalajach i innych górach Azji Środkowej oraz Nowej Zelandii. Nawet w Afryce – w Ugandzie i Tanzanii – istnieje wiele takich lodowców. Wiele lodowców dolinowych ma lodowce dopływowe. Tak więc na lodowcu Barnarda na Alasce jest ich co najmniej osiem.
Inne typy lodowców górskich – kotły i lodowce wiszące – to w większości przypadków relikty bardziej rozległego zlodowacenia. Występują głównie w górnym biegu rynien, ale czasami znajdują się bezpośrednio na zboczach gór i nie są połączone z leżącymi poniżej dolinami, a wiele z nich jest nieco większych niż pola śnieżne, które je zasilają. Takie lodowce są powszechne w Kalifornii, w Górach Kaskadowych (Waszyngton), a jest ich około pięćdziesiąt w Parku Narodowym Glacier (Montana). Wszystkie 15 lodowców szt. Kolorado zalicza się do cyrków lub lodowców wiszących, a największy z nich, lodowiec Arapahoe w hrabstwie Boulder, jest w całości zajęty przez utworzony przez niego cyrk. Długość lodowca wynosi zaledwie 1,2 km (a kiedyś miał długość około 8 km), mniej więcej taką samą szerokość, a maksymalną grubość szacuje się na 90 m.
Lodowce podgórskie znajdują się u podnóża stromych zboczy górskich, w szerokich dolinach lub na równinach. Taki lodowiec może powstać w wyniku rozprzestrzeniania się lodowca dolinowego (na przykład lodowca Columbia na Alasce), ale częściej - w wyniku połączenia u podnóża góry dwóch lub więcej lodowców schodzących wzdłuż dolin. Klasycznymi przykładami tego typu lodowców są Wielki Płaskowyż i Malaspina na Alasce. Lodowce podgórskie występują także na północno-wschodnim wybrzeżu Grenlandii.
Charakterystyka współczesnych lodowców. Lodowce różnią się znacznie pod względem wielkości i kształtu. Uważa się, że pokrywa lodowa pokrywa ok. 75% Grenlandii i prawie cała Antarktyda. Powierzchnia czap lodowych waha się od kilku do wielu tysięcy kilometrów kwadratowych (przykładowo powierzchnia czapy lodowej Penny na wyspie Baffina w Kanadzie sięga 60 tys. km2). Największym lodowcem dolinowym w Ameryce Północnej jest zachodnia odnoga lodowca Hubbarda na Alasce, o długości 116 km, podczas gdy setki lodowców wiszących i cyrkowych mają mniej niż 1,5 km długości. Powierzchnia lodowców podnóża waha się od 1–2 km 2 do 4,4 tys. Km 2 (lodowiec Malaspina, który schodzi do zatoki Yakutat na Alasce). Uważa się, że lodowce zajmują 10% całkowitej powierzchni Ziemi, jednak liczba ta jest prawdopodobnie zbyt niska.
Największa grubość lodowców – 4330 m – znajduje się w pobliżu stacji Byrd (Antarktyda). W środkowej Grenlandii grubość lodu sięga 3200 m. Sądząc po związanej z nim topografii, można założyć, że grubość niektórych czap lodowych i lodowców dolinowych znacznie przekracza 300 m, podczas gdy w przypadku innych mierzy się ją tylko w kilkudziesięciu metrów.
Prędkość ruchu lodowców jest zwykle bardzo niska – około kilku metrów rocznie, ale i tutaj występują znaczne wahania. Po kilku latach obfitych opadów śniegu w 1937 r. wierzchołek lodowca Black Rapids na Alasce przesuwał się z szybkością 32 m dziennie przez 150 dni. Jednak tak szybki ruch nie jest typowy dla lodowców. Dla kontrastu lodowiec Taku na Alasce rozwijał się przez 52 lata. Średnia prędkość 106 m/rok. Wiele małych cyrków i lodowców wiszących porusza się jeszcze wolniej (przykładowo wspomniany lodowiec Arapahoe porusza się tylko 6,3 m rocznie).
Lód w korpusie lodowca dolinowego porusza się nierównomiernie – najszybciej na powierzchni i w części osiowej, a znacznie wolniej na bokach i w pobliżu koryta, prawdopodobnie na skutek zwiększonego tarcia i dużego nasycenia rumowiskami w dolnej i krawędziowej części lodowca. lodowiec.
Wszystkie duże lodowce są usiane licznymi pęknięciami, także otwartymi. Ich rozmiary zależą od parametrów samego lodowca. Występują tu pęknięcia o głębokości do 60 m i długości kilkudziesięciu metrów. Mogą być podłużne, tj. równolegle do kierunku ruchu i poprzecznie, przeciwnie do tego kierunku. Pęknięcia poprzeczne są znacznie liczniejsze. Mniej powszechne są pęknięcia promieniowe, występujące w rozprzestrzeniających się lodowcach podgórskich i pęknięcia brzeżne, ograniczone do końców lodowców dolinowych. Wydaje się, że pęknięcia wzdłużne, promieniowe i krawędziowe powstały w wyniku naprężeń wynikających z tarcia lub rozprzestrzeniania się lodu. Pęknięcia poprzeczne są prawdopodobnie wynikiem przemieszczania się lodu po nierównym podłożu. Specjalny rodzaj pęknięć – bergschrund – jest typowy dla kraterów znajdujących się w górnych partiach lodowców dolinowych. Są to duże pęknięcia, które pojawiają się, gdy lodowiec opuszcza basen firnu.
Jeśli lodowce opadną do dużych jezior lub mórz, góry lodowe ocielą się przez pęknięcia. Pęknięcia przyczyniają się również do topnienia i parowania lodu lodowcowego oraz odgrywają ważną rolę w tworzeniu się kemów, basenów i innych form terenu w strefach brzeżnych dużych lodowców.
Lód pokryw lodowców i czap lodowych jest zwykle czysty, grubo krystaliczny i ma niebieską barwę. Dotyczy to również dużych lodowców dolinowych, z wyjątkiem ich końców, które zwykle zawierają warstwy nasycone fragmentami skał i naprzemiennie z warstwami czysty lód. Rozwarstwienie to wynika z faktu, że zimą śnieg opada na pył i gruz nagromadzony latem, który spadł na lód ze zboczy doliny.
Na zboczach wielu lodowców dolinowych występują moreny boczne – wydłużone grzbiety o nieregularnym kształcie, zbudowane z piasku, żwiru i głazów. Pod wpływem procesów erozyjnych i wymywania zboczy latem oraz lawin zimą, ze stromych zboczy doliny do lodowca przedostaje się duża ilość różnorodnego materiału klastycznego, z którego z kamieni i drobnej ziemi tworzy się morena. Na dużych lodowcach dolinowych, do których docierają lodowce dopływowe, tworzy się morena środkowa, przesuwająca się w pobliżu osiowej części lodowca. Te wydłużone, wąskie grzbiety, zbudowane z materiału klastycznego, były niegdyś morenami bocznymi dopływowych lodowców. Na lodowcu Coronation na wyspie Baffina znajduje się co najmniej siedem moren środkowych.
Zimą powierzchnia lodowców jest stosunkowo płaska, gdyż śnieg wyrównuje wszelkie nierówności, natomiast latem znacząco urozmaica rzeźbę terenu. Oprócz opisanych powyżej pęknięć i moren, lodowce dolinowe są często głęboko rozcięte przez przepływy stopionych wód lodowcowych. Silne wiatry niosące kryształki lodu niszczą i bruzdują powierzchnię czap lodowych i czap lodowych. Jeśli duże głazy chronią leżący pod spodem lód przed stopieniem, podczas gdy otaczający lód już się stopił, tworzą się lodowe grzyby (lub cokoły). Takie formy, zwieńczone dużymi blokami i kamieniami, osiągają czasami wysokość kilku metrów.
Lodowce podgórskie wyróżniają się nierówną i osobliwą powierzchnią. Ich dopływy mogą osadzać nieuporządkowaną mieszaninę moren bocznych, środkowych i czołowych, wśród których występują bloki martwy lód. W miejscach topnienia dużych brył lodu powstają głębokie zagłębienia o nieregularnym kształcie, z których wiele zajmują jeziora. Na potężnej morenie lodowca Malaspina, przykrywającej blok martwego lodu o grubości 300 m, wyrósł las. Kilka lat temu w obrębie tego masywu lód zaczął się ponownie poruszać, w wyniku czego obszary lasu zaczęły się przesuwać.
W wychodniach wzdłuż krawędzi lodowców często widoczne są duże strefy ścinania, w których niektóre bloki lodu są wypychane na inne. Strefy te reprezentują pchnięcia i istnieje kilka sposobów ich powstawania. Po pierwsze, jeśli jeden z odcinków dennej warstwy lodowca zostanie przesycony fragmentarycznym materiałem, wówczas jego ruch ustanie, a nowo napływający lód zacznie się do niego zbliżać. Po drugie, górne i wewnętrzne warstwy lodowca doliny przesuwają się nad dolną i bocznymi warstwami, ponieważ poruszają się szybciej. Ponadto, gdy dwa lodowce łączą się, jeden może poruszać się szybciej niż drugi, a wtedy pojawia się również ciąg. Lodowiec Baudouin w północnej Grenlandii i wiele lodowców Svalbardu charakteryzuje się imponującą ekspozycją na ciąg.
Na końcach lub krawędziach wielu lodowców często obserwuje się tunele przecięte przez subglacjalne i śródlodowcowe przepływy wody roztopowej (czasami zawierającej wodę deszczową), które przepływają przez tunele w sezonie ablacyjnym. Gdy poziom wody opadnie, tunele staną się dostępne do badań i zapewnią wyjątkową okazję do zbadania wewnętrznej struktury lodowców. Tunele znacznych rozmiarów wykopano w lodowcach Mendenhall na Alasce, lodowcach Asulkan w Kolumbii Brytyjskiej (Kanada) i lodowcach Rodanu (Szwajcaria).
Formacja lodowca. Lodowce występują wszędzie tam, gdzie tempo akumulacji śniegu znacznie przekracza tempo ablacji (topnienia i parowania). Kluczem do zrozumienia mechanizmu powstawania lodowców jest badanie pól śnieżnych w wysokich górach. Świeżo opadły śnieg składa się z cienkich, tabelarycznych sześciokątnych kryształów, z których wiele ma delikatne koronkowe lub siatkowe kształty. Puszyste płatki śniegu spadające na wieloletnie pola śnieżne topią się i ponownie zamarzają, tworząc ziarniste kryształy lodowej skały zwanej firnem. Ziarna te mogą osiągnąć średnicę 3 mm lub większą. Warstwa jodły przypomina zmarznięty żwir. Z biegiem czasu, w miarę gromadzenia się śniegu i jodły, dolne warstwy tych ostatnich ulegają zagęszczeniu i przekształcają się w stały, krystaliczny lód. Stopniowo grubość lodu wzrasta, aż lód zacznie się poruszać i utworzy się lodowiec. Tempo tej przemiany śniegu w lodowiec zależy głównie od stopnia, w jakim tempo akumulacji śniegu przewyższa tempo ablacji.
Ruch lodowca obserwowany w przyrodzie, różni się znacznie od przepływu substancji płynnych lub lepkich (na przykład żywicy). W rzeczywistości przypomina to raczej przepływ metali lub skał wzdłuż licznych maleńkich płaszczyzn poślizgu wzdłuż płaszczyzn sieci krystalicznej lub wzdłuż rozszczepień (płaszczyzn rozszczepienia) równoległych do podstawy sześciokątnych kryształków lodu ( Zobacz też KRYSZTAŁY I KRYSTALOGRAFIA;MINERAŁY I MINERALOGIA). Przyczyny ruchu lodowców nie zostały w pełni ustalone. Na ten temat wysunięto wiele teorii, jednak żadna z nich nie jest uznawana przez glacjologów za jedyną słuszną, a powodów jest zapewne kilka wzajemnie powiązanych. Grawitacja jest ważnym czynnikiem, ale w żadnym wypadku jedynym. W przeciwnym razie lodowce poruszałyby się szybciej zimą, gdy noszą dodatkowe obciążenie w postaci śniegu. Jednak latem poruszają się szybciej. Topnienie i ponowne zamarzanie kryształków lodu w lodowcu może również przyczyniać się do ruchu z powodu sił rozszerzania wynikających z tych procesów. Kiedy woda roztopowa dostanie się głęboko w pęknięcia i zamarznie w nich, rozszerza się, co może przyspieszyć ruch lodowca w lecie. Ponadto woda roztopowa w pobliżu dna i zboczy lodowca zmniejsza tarcie, ułatwiając w ten sposób ruch.
Cokolwiek powoduje ruch lodowców, jego natura i skutki mają kilka interesujących konsekwencji. W wielu morenach występują głazy polodowcowe, które są dobrze wypolerowane tylko z jednej strony, a na wypolerowanej powierzchni czasami widoczne są głębokie kreskowania zorientowane tylko w jednym kierunku. Wszystko to wskazuje, że gdy lodowiec przesuwał się po podłożu skalnym, głazy były mocno umocowane w jednym położeniu. Zdarza się, że głazy niesione są w górę zbocza przez lodowce. Wzdłuż wschodniej półki Gór Skalistych w woj. Alberta (Kanada) ma głazy przetransportowane na odległość ponad 1000 km na zachód i obecnie znajdują się 1250 m nad miejscem oderwania. Nie jest jeszcze jasne, czy dolne warstwy lodowca przymarzły do ​​dna, gdy przemieszczał się on na zachód, aż do podnóża Gór Skalistych. Bardziej prawdopodobne jest, że doszło do powtarzającego się ścinania, skomplikowanego przez błędy ciągu. Według większości glacjologów w strefie czołowej powierzchnia lodowca zawsze ma nachylenie w kierunku ruchu lodu. Jeśli to prawda, to w podanym przykładzie grubość pokrywy lodowej przekroczyła 1250 m na odcinku 1100 km na wschód, kiedy jej krawędź sięgała podnóża Gór Skalistych. Możliwe, że osiągnął 3000 m.
Topnienie i cofanie się lodowców. Grubość lodowców zwiększa się na skutek gromadzenia się śniegu i zmniejsza się pod wpływem kilku procesów, które glacjolodzy łączą pod ogólnym terminem „ablacja”. Obejmuje to topienie, parowanie, sublimację i deflację (erozję wietrzną) lodu, a także cielenie się gór lodowych. Zarówno akumulacja, jak i ablacja wymagają bardzo specyficznych warunków klimatycznych. Obfite opady śniegu zimą i zimne, pochmurne lata przyczyniają się do wzrostu lodowców, podczas gdy zimy z niewielką ilością śniegu i ciepłe lata z dużą ilością słonecznych dni mają odwrotny skutek.
Oprócz ocielenia się góry lodowej najważniejszym elementem ablacji jest topnienie. Cofanie się końca lodowca następuje zarówno w wyniku jego topnienia, jak i, co ważniejsze, ogólnego zmniejszenia grubości lodu. W znaczący sposób do degradacji lodowca przyczynia się także topnienie brzegowych partii lodowców dolinowych pod wpływem bezpośredniego promieniowania słonecznego i ciepła emitowanego przez zbocza doliny. Paradoksalnie, nawet podczas cofania się, lodowce nadal posuwają się do przodu. Zatem w ciągu roku lodowiec może przesunąć się o 30 m i cofnąć się o 60 m. W rezultacie długość lodowca maleje, chociaż nadal posuwa się do przodu. Akumulacja i ablacja prawie nigdy nie są w całkowitej równowadze, dlatego występują ciągłe wahania wielkości lodowców.
Wycielenie góry lodowej jest szczególnym rodzajem ablacji. Latem małe góry lodowe pływające spokojnie po górskich jeziorach na krańcach lodowców w dolinach oraz ogromne góry lodowe odrywające się od lodowców na Grenlandii, Spitsbergenie, Alasce i Antarktydzie budzą podziw. Lodowiec Columbia na Alasce wpada do Oceanu Spokojnego frontem o szerokości 1,6 km i wysokości 110 m. Powoli osuwa się do oceanu. Pod wpływem siły nośnej wody, w obecności dużych pęknięć, ogromne bloki lodu, zanurzone w wodzie co najmniej w dwóch trzecich, odrywają się i odpływają. Na Antarktydzie krawędź słynnego szelfu lodowego Rossa graniczy z oceanem na długości 240 km, tworząc półkę o wysokości 45 m. Tworzą się tu ogromne góry lodowe. Na Grenlandii lodowce wylotowe wytwarzają również wiele bardzo dużych gór lodowych, które zimne prądy przenoszą do Oceanu Atlantyckiego, gdzie stają się zagrożeniem dla statków.
Plejstoceńska epoka lodowcowa. Epoka plejstocenu czwartorzędu ery kenozoicznej rozpoczęła się około 1 miliona lat temu. Na początku tej ery zaczęły rosnąć duże lodowce na Labradorze i Quebecu (pokrywa lodowa Laurentine), Grenlandii, Wyspach Brytyjskich, Skandynawii, Syberii, Patagonii i Antarktydzie. Według części glacjologów duży ośrodek zlodowacenia znajdował się także na zachód od Zatoki Hudsona. Trzecie centrum zlodowacenia, zwane Kordylierą, znajdowało się w centrum Kolumbii Brytyjskiej. Islandię całkowicie zablokował lód. Ważnymi ośrodkami zlodowacenia były także Alpy, Kaukaz i góry Nowej Zelandii. Liczne lodowce dolinowe powstały w górach Alaski, Górach Kaskadowych (Waszyngton i Oregon), Sierra Nevada (Kalifornia) oraz Górach Skalistych w Kanadzie i USA. Podobne zlodowacenie górsko-dolinowe rozprzestrzeniło się w Andach i wysokich górach Azji Środkowej. Lodowiec pokrywowy, który zaczął tworzyć się w Labradorze, następnie przesunął się na południe aż do New Jersey – ponad 2400 km od swojego początku, całkowicie blokując góry Nowej Anglii i stanu Nowy Jork. Wzrost lodowców miał miejsce także w Europie i na Syberii, ale Wyspy Brytyjskie nigdy nie były całkowicie pokryte lodem. Czas trwania pierwszego zlodowacenia plejstoceńskiego nie jest znany. Miał prawdopodobnie co najmniej 50 tysięcy lat, a może i dwa razy więcej. Potem nadszedł długi okres, podczas którego większość zlodowaciałego terenu została wolna od lodu.
W plejstocenie miały miejsce jeszcze trzy podobne zlodowacenia w Ameryce Północnej, Europie i Azji Północnej. Ostatnie z nich w Ameryce Północnej i Europie miały miejsce w ciągu ostatnich 30 tysięcy lat, kiedy lód ostatecznie stopił się ok. 10 tysięcy lat temu. W Ogólny zarys Ustalono synchroniczność czterech zlodowaceń plejstoceńskich Ameryki Północnej i Europy.
Stratygrafia plejstoceńska
Ameryka północna :: Zachodnia Europa
Zlodowacenia :: Interglacjał :: Zlodowacenia :: Interglacjał
Wisconsin:: :: Wurm::
:: Sangamon:: :: Risswürm
Illinois:: :: Riess::
:: Yarmouth:: :: Mindelriss
Kansas:: :: Mindel::
:: Afton:: :: Günzmindel
Nebraska:: :: Günz::
Rozprzestrzenianie się zlodowacenia w plejstocenie. W Ameryce Północnej lodowce pokrywowe w okresie maksymalnego zlodowacenia zajmowały powierzchnię ponad 12,5 miliona metrów kwadratowych. km, tj. ponad połowa całej powierzchni kontynentu. W Europie pokrywa lodowa skandynawska rozciągała się na obszarze przekraczającym 4 miliony km2. Obejmował Morze Północne i łączył się z pokrywą lodową Wysp Brytyjskich. Lodowce, które utworzyły się na Uralu, również urosły i dotarły do ​​podnóża. Przypuszcza się, że w okresie zlodowacenia środkowego plejstocenu łączyły się one z lądolodem skandynawskim. Pokrywy lodowe zajmowały rozległe obszary w górzystych regionach Syberii. W plejstocenie pokrywy lodowe Grenlandii i Antarktydy miały prawdopodobnie znacznie większą powierzchnię i grubość (głównie na Antarktydzie) niż obecnie.
Oprócz tych dużych ośrodków zlodowacenia istniało wiele małych ośrodków lokalnych, na przykład w Pirenejach i Wogezach, Apeninach, górach Korsyki, Patagonii (na wschód od południowych Andów).
W okresie maksymalnego rozwoju zlodowacenia plejstoceńskiego ponad połowa obszaru Ameryki Północnej była pokryta lodem. W Stanach Zjednoczonych południowa granica zlodowacenia biegnie w przybliżeniu od Long Island (Nowy Jork) do północno-środkowego New Jersey i północno-wschodniej Pensylwanii, prawie do południowo-zachodniej granicy stanu. Nowy Jork. Stąd biegnie do południowo-zachodniej granicy Ohio, następnie wzdłuż rzeki Ohio do południowej Indiany, następnie skręca na północ do południowo-środkowej Indiany, a następnie na południowy zachód do rzeki Mississippi, pozostawiając południowe Illinois poza obszarami zlodowacenia. Granica zlodowacenia biegnie w pobliżu rzek Mississippi i Missouri do miasta Kansas City, następnie przez wschodnią część Kansas, wschodnią Nebraskę, środkową Dakotę Południową, południowo-zachodnią Dakotę Północną do Montany nieco na południe od rzeki Missouri. Stąd południowa granica zlodowacenia skręca na zachód do podnóża Gór Skalistych w północnej Montanie.
Obszar o powierzchni 26 000 km2, obejmujący północno-zachodnie Illinois, północno-wschodnią Iowa i południowo-zachodnie Wisconsin, od dawna uznawany jest za „wolny od głazów”. Zakładano, że nigdy nie był on przykryty przez lodowce plejstoceńskie. W rzeczywistości pokrywa lodowa Wisconsin tam nie sięgała. Być może podczas wcześniejszych zlodowaceń przedostał się tam lód, jednak ślady jego obecności zatarły się pod wpływem procesów erozyjnych.
Na północ od Stanów Zjednoczonych pokrywa lodowa sięgała do Kanady i Oceanu Arktycznego. Na północnym wschodzie Grenlandia, Nowa Fundlandia i Półwysep Nowa Szkocja zostały pokryte lodem. W Kordylierze czapy lodowe zajmowały południową Alaskę, płaskowyże i pasma przybrzeżne Kolumbii Brytyjskiej oraz północną część stanu Waszyngton. Krótko mówiąc, z wyjątkiem zachodnich regionów środkowej Alaski i jej skrajnej północy, całą Amerykę Północną na północ od opisanej powyżej linii w plejstocenie zajmował lód.
Konsekwencje zlodowacenia plejstoceńskiego. Pod wpływem ogromnego obciążenia lodowcowego skorupa ziemska okazała się wygięta. Po degradacji ostatniego zlodowacenia obszar pokryty najgrubszą warstwą lodu na zachód od Zatoki Hudsona i północno-wschodniego Quebecu podniósł się szybciej niż ten położony na południowym krańcu pokrywy lodowej. Szacuje się, że obszar wzdłuż północnego brzegu Jeziora Górnego rośnie obecnie w tempie 49,8 cm na stulecie, a obszar położony na zachód od Zatoki Hudsona wzrośnie o dodatkowe 240 m, zanim zakończy się izostazja kompensacyjna. Region bałtycki w Europie.
Lód plejstoceński powstał pod wpływem wody oceanicznej, dlatego też w okresie maksymalnego rozwoju zlodowacenia nastąpił również największy spadek poziomu Oceanu Światowego. Skala tego spadku jest kwestią kontrowersyjną, jednak geolodzy i oceanolodzy zgodnie twierdzą, że poziom Oceanu Światowego obniżył się o ponad 90 m. Świadczy o tym rozprzestrzenianie się tarasów abrazyjnych na wielu obszarach oraz położenie dna lagun i ławice raf koralowych Oceanu Spokojnego na głębokościach ok. 90 m.
Wahania poziomu Oceanu Światowego wpłynęły na rozwój wpływających do niego rzek. W normalnych warunkach rzeki nie mogą pogłębiać swoich dolin znacznie poniżej poziomu morza, ale gdy spadają, doliny rzeczne wydłużają się i pogłębiają. Prawdopodobnie zalana dolina rzeki Hudson, ciągnąca się na szelfie przez ponad 130 km i kończąca się na głębokości ok. 70 m, powstały podczas jednego lub kilku większych zlodowaceń.
Zlodowacenie wpłynęło na zmianę kierunku przepływu wielu rzek. W czasach przedlodowcowych rzeka Missouri płynęła ze wschodniej Montany na północ do Kanady. Rzeka North Saskatchewan płynęła niegdyś na wschód przez Albertę, ale później skręciła ostro na północ. W wyniku zlodowacenia plejstoceńskiego powstały morza i jeziora śródlądowe, a także powiększyła się powierzchnia już istniejących. Dzięki napływowi stopionych wód lodowcowych i obfitym opadom powstało jezioro. Bonneville w stanie Utah, którego reliktem jest Wielkie Jezioro Słone. Maksymalna powierzchnia jeziora. Bonneville przekraczało 50 tys. km 2, a głębokość dochodziła do 300 m. Morze Kaspijskie i Aralskie (w zasadzie duże jeziora) miały w plejstocenie znacznie większe obszary. Podobno w Wurm (Wisconsin) poziom wody w Morzu Martwym był o ponad 430 m wyższy niż obecnie.
Lodowce dolinowe w plejstocenie były znacznie liczniejsze i większe niż te istniejące obecnie. W Kolorado były setki lodowców (obecnie 15). Największy nowoczesny lodowiec w Kolorado, lodowiec Arapahoe, ma 1,2 km długości, a w plejstocenie lodowiec Durango w górach San Juan w południowo-zachodnim Kolorado miał długość 64 km. Zlodowacenie rozwinęło się także w Alpach, Andach, Himalajach, Sierra Nevadzie i innych dużych systemach górskich świata. Oprócz lodowców dolinowych istniało również wiele czap lodowych. Zostało to udowodnione w szczególności w przypadku pasm przybrzeżnych Kolumbii Brytyjskiej i USA. W południowej Montanie w górach Burtus znajdowała się duża czapa lodowa. Ponadto w plejstocenie lodowce istniały na Wyspach Aleuckich i na Hawajach (Mauna Kea), w górach Hidaka (Japonia), na Wyspie Południowej Nowej Zelandii, na wyspie Tasmanii, w Maroku i w górach regiony Ugandy i Kenii, w Turcji, Iranie, Spitsbergenie i Ziemi Franciszka Józefa. Na niektórych z tych obszarów lodowce są nadal powszechne, ale podobnie jak w zachodnich Stanach Zjednoczonych w plejstocenie były znacznie większe.
PŁASZCZENIE LODOWCOWE
Relief egzaracyjny utworzony przez lodowce pokrywowe. Lodowce, posiadające znaczną grubość i wagę, wykonywały potężne prace wykopaliskowe. Na wielu obszarach zniszczyły całą pokrywę glebową i część leżących pod nią luźnych osadów oraz wycięły głębokie zagłębienia i bruzdy w podłożu skalnym. W środkowym Quebecu zagłębienia te zajmują liczne płytkie, wydłużone jeziora. Rowki lodowcowe można prześledzić wzdłuż kanadyjskiej autostrady transkontynentalnej oraz w pobliżu miasta Sudbury (Ontario). Góry stanu Nowy Jork i Nowa Anglia zostały spłaszczone i przygotowane, a istniejące tam przedlodowcowe doliny zostały poszerzone i pogłębione przez przepływy lodu. Lodowce poszerzyły także baseny pięciu Wielkich Jezior Stanów Zjednoczonych i Kanady oraz wypolerowały i pozostawiły smugi na powierzchniach skał.
Relief lodowcowo-akumulacyjny utworzony przez lodowce pokrywowe. Pokrywy lodowe, w tym Laurentyńska i Skandynawska, zajmowały powierzchnię co najmniej 16 milionów km 2, a ponadto tysiące kilometrów kwadratowych pokryły lodowce górskie. Podczas degradacji zlodowacenia wszystkie zerodowane i przemieszczone szczątki w korpusie lodowca osadzały się w miejscach topnienia lodu. W ten sposób rozległe obszary były usiane głazami i gruzem oraz pokryte drobnoziarnistymi osadami lodowcowymi. Dawno temu na Wyspach Brytyjskich odkryto rozsiane po powierzchni głazy o nietypowym składzie. Początkowo zakładano, że przynoszą je prądy oceaniczne. Jednak później rozpoznano ich pochodzenie lodowcowe. Osady lodowcowe zaczęto dzielić na osady morenowe i osady sortowane. Moreny zdeponowane (czasami nazywane glinami) obejmują głazy, gruz, piasek, glinę piaszczystą, glinę i glinę. Możliwe jest, że jeden z tych składników dominuje, jednak najczęściej morena jest niesortowaną mieszaniną dwóch lub więcej składników, a czasami występują wszystkie frakcje. Uporządkowane osady powstają pod wpływem roztopionych wód lodowcowych i tworzą równiny sandrowo-lodowcowe, sandry dolinowe, kamy i ozy ( patrz poniżej), a także wypełniają baseny jezior pochodzenia polodowcowego. Poniżej omówiono niektóre charakterystyczne formy rzeźby obszarów zlodowacenia.
Podstawowe moreny. Słowo morena zostało po raz pierwszy użyte do opisania grzbietów i wzgórz składających się z głazów i drobnej ziemi znalezionej na końcach lodowców we francuskich Alpach. W morenach głównych dominuje zdeponowany materiał morenowy, a ich powierzchnia jest nierówną równiną z niewielkimi wzniesieniami i grzbietami o różnych kształtach i rozmiarach oraz z licznymi małymi basenami wypełnionymi jeziorami i bagnami. Miąższość moren głównych jest bardzo zróżnicowana w zależności od objętości materiału przyniesionego przez lód.
Moreny główne zajmują rozległe obszary w USA, Kanadzie, Wyspach Brytyjskich, Polsce, Finlandii, północnych Niemczech i Rosji. Obszary wokół Pontiac (Michigan) i Waterloo (Wisconsin) charakteryzują się krajobrazami morenowymi. Tysiące małych jezior znajduje się na powierzchni głównych moren w Manitobie i Ontario (Kanada), Minnesocie (USA), Finlandii i Polsce.
Moreny czołowe tworzą potężne szerokie pasy wzdłuż krawędzi pokrywy lodowca. Reprezentują je grzbiety lub mniej lub bardziej izolowane wzniesienia o grubości do kilkudziesięciu metrów, szerokości do kilku kilometrów i w większości przypadków długich na wiele kilometrów. Często krawędź pokrywy lodowcowej nie była gładka, ale dzieliła się na dość wyraźnie oddzielone ostrza. Położenie krawędzi lodowca odtworzono na podstawie moren czołowych. Prawdopodobnie podczas osadzania się tych moren na krawędzi lodowca długi czas znajdował się w stanie prawie nieruchomym (stacjonarnym). W tym przypadku nie powstał jeden grzbiet, ale cały zespół grzbietów, wzniesień i kotlin, który wyraźnie wznosi się ponad powierzchnię sąsiadujących moren głównych. W większości przypadków moreny czołowe wchodzące w skład kompleksu wskazują na powtarzające się niewielkie ruchy krawędzi lodowca. Woda roztopowa z cofających się lodowców spowodowała erozję moren w wielu miejscach, o czym świadczą obserwacje w środkowej Albercie i na północ od Reginy w górach Hart w Saskatchewan. W Stanach Zjednoczonych takie przykłady występują wzdłuż południowej granicy zlodowacenia.
bębny- wydłużone wzgórza w kształcie łyżki, odwrócone do góry nogami. Formy te składają się z osadzonego materiału morenowego, a w niektórych (ale nie wszystkich) przypadkach mają rdzeń z podłoża skalnego. Drumliny spotyka się zwykle w dużych grupach liczących kilkadziesiąt, a nawet setki. Większość tych form terenu ma 900–2000 m długości, 180–460 m szerokości i 15–45 m wysokości. Głazy na swojej powierzchni są często zorientowane długimi osiami w kierunku ruchu lodu, który przebiegał od stromego zbocza do łagodnego. Wydaje się, że bębny powstały, gdy dolne warstwy lodu utraciły ruchliwość z powodu przeciążenia gruzem i nałożyły się na nie poruszające się górne warstwy, co przerobiło materiał morenowy i stworzyło charakterystyczne kształty bębnów. Formy takie są szeroko rozpowszechnione w krajobrazie moren głównych obszarów zlodowacenia.
Równiny sandrowe składa się z materiału niesionego przez strumienie wód roztopowych lodowców i zwykle przylega do zewnętrznej krawędzi moren czołowych. Te grubo posortowane osady składają się z piasku, otoczaków, gliny i głazów (których maksymalna wielkość zależała od przepustowości strumieni). Pola sandrowe są zwykle szeroko rozpowszechnione wzdłuż zewnętrznych krawędzi moren czołowych, ale zdarzają się wyjątki. Ilustrujące przykłady sandrowiska występują na zachód od moreny Altmont w środkowej Albercie, w pobliżu miast Barrington (Illinois) i Plainfield (New Jersey), a także na Long Island i Cape Cod. Równiny sandrowe w środkowych Stanach Zjednoczonych, zwłaszcza wzdłuż rzek Illinois i Mississippi, zawierały ogromne ilości materiału mulistego, który następnie był zbierany i transportowany przez silne wiatry, a ostatecznie ponownie osadzany w postaci lessu.
Ozy- Są to długie, wąskie kręte grzbiety, zbudowane głównie z przesortowanych osadów, o długości od kilku metrów do kilku kilometrów i wysokości do 45 m. Ozy powstały w wyniku działalności subglacjalnych spływów roztopowych, które utworzyły tunele w lód i osadzony tam osad. Ozy można znaleźć wszędzie tam, gdzie istniały pokrywy lodowe. Setki takich form można znaleźć zarówno na wschód, jak i na zachód od Zatoki Hudsona.
Kama- Są to niewielkie, strome wzniesienia i krótkie grzbiety o nieregularnym kształcie, zbudowane z wysortowanych osadów. Prawdopodobnie powstały różne sposoby. Niektóre zostały zdeponowane w pobliżu moren czołowych przez strumienie wypływające ze szczelin śródlodowcowych lub tuneli subglacjalnych. Te kemy często łączą się w szerokie pola słabo posortowanego osadu zwane tarasami kemowymi. Inne wydają się powstać w wyniku stopienia dużych bloków martwego lodu w pobliżu końca lodowca. Powstałe niecki wypełniły się osadami spływów wód roztopowych, a po całkowitym stopieniu lodu utworzyły się w nich kamy, lekko wznoszące się ponad powierzchnię moreny głównej. Kams występują we wszystkich obszarach zlodowacenia.
Kliny często spotykany na powierzchni moreny głównej. To efekt topnienia brył lodu. Obecnie na terenach wilgotnych mogą je zasiedlać jeziora lub bagna, natomiast na obszarach półsuchych, a nawet w wielu wilgotnych obszarach są one suche. Takie zagłębienia występują w połączeniu z małymi stromymi wzgórzami. Typowymi formami rzeźby moreny głównej są zagłębienia i wzniesienia. Setki tych form można znaleźć w północnym Illinois, Wisconsin, Minnesocie i Manitobie.
Równiny lodowcowo-jeziorne zajmują dna dawnych jezior. W plejstocenie powstały liczne jeziora pochodzenia polodowcowego, które następnie zostały osuszone. Strumienie topniejącej wody lodowcowej wprowadzały do ​​tych jezior materiał klastyczny, który tam był sortowany. Starożytne jezioro peryglacjalne Agassiz o powierzchni 285 tysięcy metrów kwadratowych. km, położony w Saskatchewan i Manitobie, Dakocie Północnej i Minnesocie, zasilany był licznymi strumieniami rozpoczynającymi się od krawędzi pokrywy lodowej. Obecnie rozległe dno jeziora, zajmujące powierzchnię kilku tysięcy kilometrów kwadratowych, to sucha powierzchnia złożona z przewarstwionych piasków i iłów.
Relief egzaracyjny utworzony przez lodowce dolinowe. W przeciwieństwie do pokryw lodowych, które przybierają opływowe kształty i wygładzają powierzchnie, po których się poruszają, lodowce górskie, wręcz przeciwnie, przekształcają rzeźbę gór i płaskowyżów w taki sposób, że czynią ją bardziej kontrastową i tworzą charakterystyczne formy terenu omówione poniżej.
Doliny w kształcie litery U (koryta). Duże lodowce, niosące w swoich podstawach i na krańcach duże głazy i piasek, są potężnymi czynnikami drażniącymi. Poszerzają dna i sprawiają, że zbocza dolin, wzdłuż których się poruszają, stają się bardziej strome. Tworzy to poprzeczny profil dolin w kształcie litery U.
Wiszące Doliny. Na wielu obszarach duże lodowce dolinowe otrzymały małe lodowce dopływowe. Pierwszy z nich pogłębiał swoje doliny znacznie bardziej niż małe lodowce. Po stopieniu lodu końce dolin dopływowych lodowców zdawały się zawieszone nad dnami głównych dolin. W ten sposób powstały wiszące doliny. Takie typowe doliny i malownicze wodospady powstały w Dolinie Yosemite (Kalifornia) i Parku Narodowym Glacier (Montana) na styku dolin bocznych z głównymi.
Cyrki i kary. Cyrki to zagłębienia w kształcie misek lub amfiteatry, które znajdują się w górnych partiach rynien we wszystkich górach, gdzie kiedykolwiek istniały duże lodowce dolinowe. Powstały w wyniku rozszerzającego się działania wody zamarzniętej w szczelinach skalnych i usunięcia powstałego dużego materiału fragmentarycznego przez poruszające się pod wpływem grawitacji lodowce. Kotły pojawiają się poniżej linii firnu, szczególnie w pobliżu Bergschrunds, gdy lodowiec opuszcza pole firnu. W procesach ekspansji pęknięć podczas zamarzania wody i exaracji formy te powiększają się na głębokość i szerokość. Ich górny bieg wcina się w zbocze góry, na którym się znajdują. Wiele cyrków ma strome zbocza wysokie na kilkadziesiąt metrów. Charakterystyczne dla dna cyrków są także kąpiele jeziorne wytwarzane przez lodowce.
W przypadkach, gdy takie formy nie mają bezpośredniego związku z leżącymi pod nimi dolinami, nazywane są karasami. Na zewnątrz wydaje się, że kary zawieszone są na zboczach gór.
Schody do przewozu. Co najmniej dwa kary znajdujące się w tej samej dolinie nazywane są schodami kar. Zwykle wózki oddzielone są stromymi półkami, które łącząc się z spłaszczonymi spodami wózków niczym stopnie, tworzą cyklopowe (zagnieżdżone) schody. Na zboczach Front Range w Kolorado znajduje się wiele charakterystycznych cyrkowych schodów.
Carlingi- spiczaste formy powstałe podczas rozwoju trzech lub więcej kar po przeciwnych stronach jednej góry. Carlingi często mają regularny kształt piramidy. Klasycznym przykładem jest góra Matterhorn na granicy Szwajcarii i Włoch. Jednak malownicze Carlings można znaleźć w prawie wszystkich wysokich górach, w których istniały lodowce dolinowe.
Aretas- Są to postrzępione grzbiety przypominające brzeszczot piły lub ostrze noża. Tworzą się tam, gdzie zbliżają się do siebie dwa karasy, rosnące na przeciwległych zboczach grani. Arety powstają także tam, gdzie dwa równoległe lodowce zniszczyły dzielący je most górski do tego stopnia, że ​​pozostał jedynie wąski grzbiet.
Karnety- Są to mosty w grzbietach pasm górskich, powstałe w wyniku cofnięcia się tylnych ścian dwóch kotłów, które powstały na przeciwległych zboczach.
Nunataks- są to otoczone skaliste wychodnie lód lodowcowy. Oddzielają lodowce dolinowe od ostrzy czap lodowych lub lodowców. Dobrze zdefiniowane nunataki występują na lodowcu Franza Josefa i niektórych innych lodowcach Nowej Zelandii, a także w peryferyjnych częściach pokrywy lodowej Grenlandii.
Fiordy występują na wszystkich wybrzeżach krajów górskich, gdzie lodowce dolinowe schodziły niegdyś do oceanu. Typowe fiordy to doliny rynnowe, częściowo zanurzone w morzu, o profilu poprzecznym w kształcie litery U. Lodowiec ma ok. grubość. 900 m może przedostać się do morza i dalej pogłębiać dolinę, aż osiągnie głębokość ok. Do najgłębszych fiordów zalicza się Sognefjord (1308 m) w Norwegii oraz cieśniny Messiera (1287 m) i Baker (1244) w południowym Chile.
Choć z całą pewnością można stwierdzić, że większość fiordów to głęboko wcięte rynny, które zostały zalane po stopieniu lodowców, to o pochodzeniu każdego fiordu można określić jedynie biorąc pod uwagę historię zlodowacenia w danej dolinie, warunki podłoża skalnego, obecność uskoków i stopień osiadania obszaru przybrzeżnego. Tak więc, chociaż większość fiordów to pogłębione rynny, wiele obszarów przybrzeżnych, takich jak wybrzeże Kolumbii Brytyjskiej, doświadczyło osiadania w wyniku ruchów skorupy ziemskiej, co w niektórych przypadkach przyczyniło się do ich powodzi. Malownicze fiordy są charakterystyczne dla Kolumbii Brytyjskiej, Norwegii, południowego Chile i Wyspy Południowej Nowej Zelandii.
Kąpiele egzaracyjne (kąpiele orkowe) wytwarzane przez lodowce dolinowe w podłożu skalnym u podstawy stromych zboczy w miejscach, gdzie dna dolin zbudowane są z silnie spękanych skał. Typowo powierzchnia tych łaźni wynosi ok. 2,5 m2 km, a głębokość – ok. 15 m, chociaż wiele z nich jest mniejszych. Kąpiele egzaracyjne często ograniczają się do spodów samochodów.
Czoła Ram- Są to małe, zaokrąglone wzgórza i wzgórza zbudowane z gęstego podłoża skalnego, które zostały dobrze wypolerowane przez lodowce. Ich zbocza są asymetryczne: zbocze skierowane w dół wzdłuż ruchu lodowca jest nieco bardziej strome. Często na powierzchni tych form występują smugi lodowcowe, które są zorientowane w kierunku ruchu lodu.
Akumulacyjna rzeźba terenu utworzona przez lodowce dolinowe.
Moreny czołowe i boczne– najbardziej charakterystyczne formy glacjalno-akumulacyjne. Z reguły lokalizują się one przy ujściach rynien, ale można je spotkać także w każdym miejscu zajmowanym przez lodowiec, zarówno w obrębie doliny, jak i poza nią. Obydwa typy moren powstały w wyniku topnienia lodu, po którym nastąpił wyładunek gruzu przenoszonego zarówno po powierzchni lodowca, jak i w jego wnętrzu. Moreny boczne występują zwykle w postaci długich, wąskich grzbietów. Moreny czołowe mogą również przybierać formę grzbietów, często grubych nagromadzeń dużych fragmentów skały macierzystej, gruzu, piasku i gliny, osadzających się na końcu lodowca przez długi okres czasu, gdy tempo natarcia i topnienia były mniej więcej zrównoważone. Wysokość moreny wskazuje na siłę lodowca, który ją utworzył. Często dwie moreny boczne łączą się, tworząc jedną morenę czołową w kształcie podkowy, której zbocza rozciągają się w górę doliny. Tam, gdzie lodowiec nie zajmował całego dna doliny, w pewnej odległości od jej boków, ale w przybliżeniu równolegle do nich, mogła powstać morena boczna, pozostawiając drugą długą i wąską dolinę pomiędzy grzbietem morenowym a zboczem podłoża doliny. Zarówno moreny boczne, jak i czołowe zawierają wtrącenia ogromnych głazów (lub bloków) o masie do kilku ton, wyłamanych ze zboczy doliny w wyniku zamarzania wody w pęknięciach skalnych.
Moreny recesyjne Powstał, gdy tempo topnienia lodowca przekroczyło tempo jego postępu. Tworzą drobno nierówną płaskorzeźbę z wieloma małymi wgłębieniami o nieregularnym kształcie.
Sandwisko doliny- Są to utwory akumulacyjne, zbudowane z grubo przesortowanego materiału klastycznego pochodzącego ze skał macierzystych. Są one podobne do równin sandrowych obszarów zlodowaciałych, gdyż powstały w wyniku spływów roztopionych wód lodowcowych, ale zlokalizowane są w obrębie dolin poniżej moreny czołowej lub recesyjnej. Sandań dolinowy można zaobserwować w pobliżu końców lodowca Norris na Alasce i lodowca Athabasca w Albercie.
Jeziora pochodzenia lodowcowego czasami zajmują łaźnie egzaracyjne (np. jeziora tarnowe położone w Karaśach), ale znacznie częściej takie jeziora znajdują się za wałami morenowymi. Podobne jeziora występują we wszystkich obszarach zlodowacenia dolin górskich; wiele z nich dodaje szczególnego uroku otaczającym je surowym górskim krajobrazom. Wykorzystywane są do budowy elektrowni wodnych, nawadniania i wodociągów miejskich. Cenione są jednak także ze względu na swoją malowniczość i walory rekreacyjne. Wiele z najpiękniejszych jezior na świecie należy do tego typu.
PROBLEM EPOK LODOWCOWYCH
Duże zlodowacenia miały miejsce kilka razy w historii Ziemi. W czasach prekambryjskich (ponad 570 mln lat temu) – prawdopodobnie w proterozoiku (młodszym z dwóch podziałów prekambru) zlodowacenie przeszło części Utah, północne Michigan i Massachusetts, a także części Chin. Nie wiadomo, czy zlodowacenie rozwijało się jednocześnie na wszystkich tych obszarach, chociaż w skałach proterozoicznych zachowały się wyraźne dowody na to, że zlodowacenie było synchroniczne w Utah i Michigan. Horyzonty tyllitowe (zwarte lub zlitowane moreny) odkryto w skałach późnego proterozoiku w stanie Michigan i skałach Cottonwood Series w stanie Utah. W późnym okresie Pensylwanii i permu — prawdopodobnie między 290 a 225 milionami lat temu — duże obszary Brazylii, Afryki, Indii i Australii były pokryte czapami lodowymi lub pokrywami lodowymi. Co dziwne, wszystkie te obszary znajdują się na niskich szerokościach geograficznych - od 40° szerokości geograficznej północnej. do 40° S Zlodowacenie synchroniczne wystąpiło także w Meksyku. Mniej wiarygodne są dowody na istnienie zlodowaceń w Ameryce Północnej w okresie dewonu i Missisipii (od około 395 milionów do 305 milionów lat temu). Dowody zlodowacenia w eocenie (od 65 do 38 milionów lat temu) znaleziono w górach San Juan (Kolorado). Jeśli dodamy do tej listy plejstoceńską epokę lodowcową i zlodowacenie współczesne, które zajmuje prawie 10% powierzchni Ziemi, stanie się oczywiste, że zlodowacenia były normalnym zjawiskiem w historii Ziemi.
Przyczyny epok lodowcowych. Przyczyna lub przyczyny epok lodowcowych są nierozerwalnie powiązane z szerszymi problemami globalnych zmian klimatycznych, które miały miejsce w całej historii Ziemi. Od czasu do czasu następowały istotne zmiany w warunkach geologicznych i biologicznych. Szczątki roślin tworzące grube pokłady węgla Antarktydy, oczywiście, nagromadzone w warunkach klimatycznych odmiennych od współczesnych. Magnolie nie rosną obecnie na Grenlandii, ale znaleziono je w postaci skamieniałości. Skamieniałe szczątki lisa polarnego znane są z Francji – daleko na południe od współczesnego zasięgu tego zwierzęcia. Podczas jednego z interglacjałów plejstoceńskich mamuty dotarły aż na Alaskę. Prowincja Alberta i Terytoria Północno-Zachodnie Kanady w dewonie były pokryte morzami, w których znajdowało się wiele dużych raf koralowych. Polipy koralowe rozwijają się dobrze tylko przy temperaturze wody powyżej 21°C, tj. znacznie wyższa niż obecna średnia roczna temperatura w północnej Albercie.
Należy pamiętać, że początek wszelkich wielkich zlodowaceń jest zdeterminowany dwoma ważnymi czynnikami. Po pierwsze, w ciągu tysięcy lat w rocznym układzie opadów powinny dominować obfite i długotrwałe opady śniegu. Po drugie, na obszarach o takim reżimie opadów temperatury muszą być tak niskie, aby zminimalizować roztopy śniegu w lecie i zwiększać pola firnowe z roku na rok, aż zaczną się tworzyć lodowce. W bilansie lodowca przez cały okres zlodowacenia musi dominować obfita akumulacja śniegu, ponieważ jeśli ablacja przekroczy akumulację, zlodowacenie ustąpi. Oczywiście dla każdej epoki lodowcowej należy poznać przyczyny jej początku i końca.
Hipoteza migracji biegunów. Wielu naukowców uważało, że oś obrotu Ziemi co jakiś czas zmienia swoje położenie, co prowadzi do odpowiedniego przesunięcia stref klimatycznych. Na przykład, gdyby Biegun Północny znajdował się na Półwyspie Labrador, panowałyby tam warunki arktyczne. Jednakże siły, które mogłyby spowodować taką zmianę, nie są znane ani wewnątrz, ani na zewnątrz Ziemi. Według danych astronomicznych bieguny mogą migrować zaledwie 21 cali szerokości geograficznej (czyli około 37 km) od położenia centralnego.
Hipoteza dotycząca dwutlenku węgla. Dwutlenek węgla CO 2 w atmosferze działa jak ciepły koc, zatrzymując ciepło emitowane przez Ziemię w pobliżu jej powierzchni, a każda znacząca redukcja CO 2 w powietrzu doprowadzi do spadku temperatury na Ziemi. Redukcja ta może być spowodowana na przykład niezwykle aktywnym wietrzeniem skał. CO 2 łączy się z wodą w atmosferze i glebie, tworząc dwutlenek węgla, który jest bardzo reaktywnym związkiem chemicznym. Łatwo reaguje z pierwiastkami najczęściej występującymi w skałach, takimi jak sód, potas, wapń, magnez i żelazo. Jeśli nastąpi znaczne wypiętrzenie terenu, świeże powierzchnie skalne ulegają erozji i denudacji. Podczas wietrzenia tych skał z atmosfery zostaną usunięte duże ilości dwutlenku węgla. W rezultacie temperatura ziemi spadnie i rozpocznie się epoka lodowcowa. Kiedy po długim czasie zaabsorbowany przez oceany dwutlenek węgla powróci do atmosfery, epoka lodowcowa dobiegnie końca. Hipoteza dotycząca dwutlenku węgla ma w szczególności zastosowanie do wyjaśnienia rozwoju zlodowaceń późnego paleozoiku i plejstocenu, które poprzedzone były wypiętrzeniem lądu i zabudową gór. Hipoteza ta była kontrowersyjna ze względu na to, że powietrze zawierało znacznie więcej CO2, niż było to wymagane do utworzenia koca izolacyjnego. Ponadto nie wyjaśniała częstotliwości zlodowaceń w plejstocenie.
Hipoteza diastrofizmu (ruchy skorupy ziemskiej). W historii Ziemi wielokrotnie zdarzały się znaczące wypiętrzenia terenu. Ogólnie rzecz biorąc, temperatura powietrza nad lądem spada o około 1,8°C przy wzroście co 90 m. Zatem gdyby obszar położony na zachód od Zatoki Hudsona podniósł się zaledwie o 300 m, zaczęłyby się tam tworzyć pola firnowe. W rzeczywistości góry wznosiły się na wiele setek metrów, co okazało się wystarczające do powstania tam lodowców dolinowych. Ponadto wzrost gór zmienia cyrkulację mas powietrza przenoszących wilgoć. Góry Kaskadowe w zachodniej części Ameryki Północnej przechwytują masy powietrza znad Pacyfiku, co prowadzi do obfitych opadów na nawietrznym zboczu, a na wschód od nich spada znacznie mniej opadów płynnych i stałych. Podnoszenie się dna oceanów może z kolei zmienić cyrkulację wód oceanicznych, a także spowodować zmianę klimatu. Uważa się na przykład, że między Ameryką Południową a Afryką istniał kiedyś most lądowy, który mógł zapobiegać przedostawaniu się ciepłych wód do południowego Atlantyku, a lód Antarktyki mógł działać chłodząco na ten obszar wodny i przyległe obszary lądowe. Takie warunki są proponowane jako możliwa przyczyna zlodowacenia Brazylii i Afryki Środkowej w późnym paleozoiku. Nie wiadomo, czy przyczyną zlodowacenia mogły być wyłącznie ruchy tektoniczne, w każdym razie mogły one w znacznym stopniu przyczynić się do jego rozwoju.
Hipoteza pyłu wulkanicznego. Erupcjom wulkanów towarzyszy uwalnianie do atmosfery ogromnych ilości pyłu. Przykładowo w wyniku erupcji wulkanu Krakatoa w 1883 r. ok. 1,5 km 3 najmniejszych cząstek produktów wulkanicznych. Cały ten pył rozniósł się po całym świecie i dlatego przez trzy lata mieszkańcy Nowej Anglii obserwowali niezwykle jasne zachody słońca. Po gwałtownych erupcjach wulkanów na Alasce przez pewien czas Ziemia otrzymywała od Słońca mniej ciepła niż zwykle. Pył wulkaniczny pochłonął, odbił i rozproszył z powrotem do atmosfery więcej ciepła słonecznego niż zwykle. Jest oczywiste, że aktywność wulkaniczna, rozpowszechniona na Ziemi od tysięcy lat, może znacząco obniżyć temperaturę powietrza i spowodować pojawienie się zlodowaceń. Takie wybuchy aktywności wulkanicznej miały miejsce w przeszłości. Podczas formowania się Gór Skalistych w Nowym Meksyku, Kolorado, Wyoming i południowej Montanie miało miejsce wiele bardzo dużych erupcji wulkanów. Aktywność wulkaniczna rozpoczęła się w późnej kredzie i była bardzo intensywna aż do okresu odległego od nas o około 10 milionów lat. Wpływ wulkanizmu na zlodowacenie plejstoceńskie jest problematyczny, ale niewykluczone, że odegrał on ważną rolę. Ponadto takie wulkany młodych Gór Kaskadowych, jak Hood, Rainier, St. Helens i Shasta, emitowały do ​​atmosfery duże ilości pyłu. Oprócz ruchów skorupy ziemskiej emisje te mogą również znacząco przyczynić się do wystąpienia zlodowacenia.
Hipoteza dryfu kontynentalnego. Zgodnie z tą hipotezą wszystkie współczesne kontynenty i największe wyspy były kiedyś częścią jednego kontynentu Pangei, obmywanego przez Ocean Światowy. Konsolidacja kontynentów w taki jeden ląd mogłaby wyjaśnić rozwój zlodowacenia późnego paleozoiku Ameryka Południowa, Afryce, Indiach i Australii. Obszary objęte tym zlodowaceniem znajdowały się prawdopodobnie znacznie dalej na północ lub południe niż ich obecne położenie. Kontynenty zaczęły się rozdzielać w kredzie i osiągnęły swoje obecne położenie około 10 tysięcy lat temu. Jeśli hipoteza ta jest słuszna, wówczas w dużej mierze pomaga ona w wyjaśnieniu pradawnego zlodowacenia obszarów obecnie położonych na niskich szerokościach geograficznych. W okresie zlodowacenia obszary te musiały być położone na dużych szerokościach geograficznych, a następnie zajęły swoje współczesne pozycje. Jednak hipoteza dryfu kontynentalnego nie wyjaśnia wielokrotnego występowania zlodowaceń plejstoceńskich.
Przypuszczenie Ewinga – Donny. Jedna z prób wyjaśnienia przyczyn plejstoceńskiej epoki lodowcowej należy do geofizyków M. Ewinga i W. Donna, którzy wnieśli znaczący wkład w badania topografii dna oceanicznego. Uważają, że w czasach przedplejstoceńskich Ocean Spokojny zajmował północne obszary polarne i dlatego było tam znacznie cieplej niż obecnie. Obszary lądowe Arktyki znajdowały się wówczas na północnym Pacyfiku. Następnie, w wyniku dryfu kontynentalnego, swoją nowoczesną pozycję zajęła Ameryka Północna, Syberia i Ocean Arktyczny. Dzięki Prądowi Zatokowemu płynącemu z Atlantyku wody Oceanu Arktycznego były wówczas ciepłe i intensywnie parowały, co przyczyniło się do obfitych opadów śniegu w Ameryce Północnej, Europie i na Syberii. Tym samym na tych terenach rozpoczęło się zlodowacenie plejstoceńskie. Zatrzymało się, ponieważ w wyniku wzrostu lodowców poziom Oceanu Światowego obniżył się o około 90 m, a Prąd Zatokowy ostatecznie nie był w stanie pokonać wysokich podwodnych grzbietów oddzielających baseny oceanów Arktyki i Atlantyku. Pozbawiony dopływu ciepłych wód Atlantyku Ocean Arktyczny zamarzł, a źródło wilgoci zasilającej lodowce wyschło. Według hipotezy Ewinga i Donne’a czeka nas nowe zlodowacenie. Rzeczywiście, między 1850 a 1950 rokiem większość lodowców na świecie cofała się. Oznacza to, że poziom Oceanu Światowego podniósł się. W ciągu ostatnich 60 lat lody Arktyki również topniały. Jeśli pewnego dnia lody Arktyki całkowicie się stopią, a wody Oceanu Arktycznego ponownie zaczną odczuwać ocieplający wpływ Prądu Zatokowego, który może pokonać podwodne grzbiety, pojawi się źródło wilgoci do parowania, co doprowadzi do obfitych opadów śniegu i powstawania zlodowacenia na obrzeżach Oceanu Arktycznego.
Hipoteza cyrkulacji wód oceanicznych. W oceanach występuje wiele prądów, zarówno ciepłych, jak i zimnych, które mają znaczący wpływ na klimat kontynentów. Prąd Zatokowy to jeden z niezwykłych ciepłych prądów, który obmywa północne wybrzeże Ameryki Południowej, przepływa przez Morze Karaibskie i Zatokę Meksykańską i przecina północny Atlantyk, powodując ocieplenie Europy Zachodniej. Ciepły Prąd Brazylijski przemieszcza się na południe wzdłuż wybrzeża Brazylii, a Prąd Kuroshio, który ma swój początek w tropikach, podąża na północ wzdłuż Wysp Japońskich, staje się równoleżnikowym Prądem Północnego Pacyfiku i kilkaset kilometrów od wybrzeży Ameryki Północnej dzieli się do Prądów Alaski i Kaliforni. Ciepłe prądy występują także na południowym Pacyfiku i Oceanie Indyjskim. Najsilniejsze zimne prądy kierowane są z Oceanu Arktycznego do Pacyfiku przez Cieśninę Beringa i do Oceanu Atlantyckiego przez cieśniny wzdłuż wschodniego i zachodniego wybrzeża Grenlandii. Jeden z nich, Prąd Labradorski, chłodzi wybrzeże Nowej Anglii i przynosi tam mgły. Zimne wody wpływają również do południowych oceanów z Antarktydy w postaci szczególnie silnych prądów przemieszczających się na północ, prawie do równika, wzdłuż zachodnich wybrzeży Chile i Peru. Silny podpowierzchniowy Prąd Zatokowy przenosi zimne wody na południe do północnego Atlantyku.
Obecnie przyjmuje się, że Przesmyk Panamski opadł o kilkadziesiąt metrów. W tym przypadku nie byłoby Prądu Zatokowego, a ciepłe wody Atlantyku zostałyby wysłane przez pasaty do Pacyfiku. Wody Północnego Atlantyku byłyby znacznie zimniejsze, podobnie jak klimat krajów Europy Zachodniej, które w przeszłości otrzymywały ciepło z Prądu Zatokowego. Krążyło wiele legend o „zaginionym kontynencie” Atlantydzie, niegdyś położonym pomiędzy Europą a Ameryką Północną. Badania Grzbietu Śródatlantyckiego na obszarze od Islandii do 20° szerokości geograficznej północnej. Metody geofizyczne oraz selekcja i analiza próbek dennych wykazały, że kiedyś znajdował się tam ląd. Jeśli to prawda, to klimat całej Europy Zachodniej był znacznie chłodniejszy niż obecnie. Wszystkie te przykłady pokazują, w jakim kierunku zmieniła się cyrkulacja wód oceanicznych.
Hipoteza zmian promieniowania słonecznego. W wyniku długotrwałych badań plam słonecznych, które są silną emisją plazmy w atmosferze słonecznej, odkryto, że istnieją bardzo znaczące roczne i dłuższe cykle zmian promieniowania słonecznego. Szczyty aktywności słonecznej występują mniej więcej co 11, 33 i 99 lat, kiedy Słońce emituje więcej ciepła, co powoduje silniejszą cyrkulację atmosfera ziemska, któremu towarzyszy większe zachmurzenie i większe opady. Ze względu na wysokie chmury blokujące promienie słoneczne, powierzchnia lądu otrzymuje mniej ciepła niż zwykle. Te krótkie cykle nie mogły stymulować rozwoju zlodowacenia, ale na podstawie analizy ich konsekwencji zasugerowano, że mogą występować bardzo długie cykle, być może rzędu tysięcy lat, kiedy promieniowanie jest wyższe lub mniejsze niż zwykle.
Na podstawie tych pomysłów angielski meteorolog J. Simpson wysunął hipotezę wyjaśniającą wielokrotne występowanie zlodowacenia plejstoceńskiego. Zilustrował krzywymi rozwój dwóch pełnych cykli promieniowania słonecznego powyżej normy. Gdy promieniowanie osiągnęło środek pierwszego cyklu (jak w przypadku krótkich cykli aktywności plam słonecznych), wzrost ciepła sprzyjał procesom atmosferycznym, w tym zwiększonemu parowaniu, zwiększeniu opadów stałych i wystąpieniu pierwszego zlodowacenia. W szczytowym okresie promieniowania Ziemia ogrzała się do tego stopnia, że ​​stopiły się lodowce i rozpoczął się okres międzylodowcowy. Gdy tylko promieniowanie osłabło, powstały warunki podobne do tych, jakie panowały podczas pierwszego zlodowacenia. W ten sposób rozpoczęło się drugie zlodowacenie. Zakończyło się wraz z nadejściem fazy cyklu radiacyjnego, podczas której osłabła cyrkulacja atmosferyczna. Jednocześnie zmniejszyło się parowanie i ilość opadów stałych, a lodowce cofnęły się w związku ze zmniejszeniem akumulacji śniegu. W ten sposób rozpoczął się drugi interglacjał. Powtórzenie cyklu radiacyjnego pozwoliło zidentyfikować dwa kolejne zlodowacenia i oddzielający je okres międzylodowcowy.
Należy pamiętać, że dwa kolejne cykle promieniowania słonecznego mogą trwać 500 tysięcy lat lub dłużej. Reżim interglacjalny nie oznacza całkowita nieobecność lodowce na Ziemi, chociaż wiąże się to ze znacznym zmniejszeniem ich liczby. Jeśli hipoteza Simpsona jest słuszna, to doskonale wyjaśnia historię zlodowaceń plejstoceńskich, brak jednak dowodów na podobną cykliczność w przypadku zlodowaceń przedplejstoceńskich. Zatem albo należy przyjąć, że reżim aktywności Słońca zmieniał się na przestrzeni historii geologicznej Ziemi, albo należy kontynuować poszukiwania przyczyn występowania epok lodowcowych. Jest prawdopodobne, że dzieje się tak na skutek łącznego działania kilku czynników.
LITERATURA
Kalesnik S.V. Eseje o glacjologii. M., 1963
Dyson D.L. W świecie lodu. L., 1966
Tronov M.V.


Najbardziej wyjątkowe, słynne lodowce.

Lodowiec ma długość około 62 km, co czyni go najdłuższym lodowcem na świecie poza regionami polarnymi. Lodowiec znajduje się w regionie Gilgit-Baltistan w Pakistanie. Baltoro otoczone jest Górami Karakorum i położone pomiędzy grzbietem Baltoro Muztagh od północy a grzbietem Masherbrum od południa, najwyższa góra w okolicy to K2 (8611 m). Dolna część lodowca położona jest na wysokości 3400 m n.p.m., za nią znajduje się strefa topnienia lodowca, z której wypływa rzeka Biafo.

Antarktyda zawiera największą ilość lodu, a zatem największą ilość słodkiej wody na planecie. Maksymalna grubość lodu na kontynencie wynosi 4800 metrów, średnia grubość lodu pokrywającego kontynent wynosi 2600 metrów. Co więcej, w środkowej części Antarktydy grubość lodu jest większa, a w kierunku wybrzeża mniejsza. Wydaje się, że lód spływa z kontynentu do oceanu. Kiedy lód dociera do oceanu, rozpada się na duże kawałki zwane górami lodowymi.
Objętość lodowców wynosi 30 000 000 kilometrów kwadratowych, co stanowi 90% całego lodu na planecie.

Lodowiec Kilimandżaro nie należy do największych lodowców, jednak jego wyjątkowość polega na tym, że znajduje się w pobliżu równika w Afryce. Lodowiec Kilimandżaro powstał 11 700 lat temu. Od 1912 roku prowadzone są obserwacje, że powierzchnia lodowca zaczęła się stopniowo zmniejszać.
Do 1987 roku powierzchnia lodowca zmniejszyła się o ponad 85% w porównaniu z 1912 rokiem.
Teraz absolutna powierzchnia lodowca wynosi mniej niż 2 metry kwadratowe. km. Według naukowców lodowiec całkowicie zniknie do 2033 roku.

Lodowiec Aletsch

Lodowiec Aletsch to największy lodowiec w Alpach. Jego długość wynosi 23 km, powierzchnia lodowca to 123 kilometry kwadratowe. Lodowiec obejmuje 3 sąsiadujące ze sobą małe lodowce. Maksymalna głębokość lodu wynosi 1000 metrów. Od 2001 roku lodowiec znajduje się na Liście Światowego Dziedzictwa UNESCO (nr obiektu 1037bis).

Lodowiec Harker znajduje się na wyspie Georgia Południowa na południowym Atlantyku. Wyjątkowość lodowca Harker polega na sposobie jego powstawania. Ten lodowiec jest lodowcem pływowym. Odkryty w 1901 roku przez szwedzką ekspedycję kierowaną przez Otto Nordenskiölda i Karla Antona Larsena. Lodowiec jest dość stabilny pod względem powierzchni i objętości, chociaż jego zarys zmienia się w czasie.

Lodowiec Jostedalsbreen

Lodowiec Jostedalsbreen to największy lodowiec w Europie kontynentalnej. Długość lodowca wynosi 60 km, powierzchnia około 487 kilometrów kwadratowych. Podobnie jak większość innych lodowców na świecie, Jostedalsbreen stopniowo zmniejsza swój rozmiar i objętość. W 2006 roku jedna z odnóg lodowca w ciągu kilku miesięcy skurczyła się o 50 metrów.

Lodowiec Vatnajökull

Lodowiec Vatnajökull znajduje się na Islandii, jest największym lodowcem w Europie, więc jego powierzchnia wynosi 8100 kilometrów kwadratowych, objętość lodowca szacuje się na 3100 kilometrów sześciennych. Lodowiec pokrywa wulkany, a wewnątrz lodowca znajdują się jaskinie utworzone przez gejzery - gorące źródła wody. Maksymalna grubość lodu wynosi około 1000 metrów.

Lodowiec Hubbard położony jest na granicy Alaski i Kanady. Lodowiec został odkryty w 1895 roku. Długość lodowca wynosi 122 kilometry. Lodowiec kończy się w zatoce Jakutat. Wysokość lodu w zatoce sięga 120 metrów nad poziomem morza, szerokość lodowca w pobliżu zatoki wynosi od 8 do 15 kilometrów, w zależności od pory roku.

Lodowiec Franza Josefa znajduje się w Nowej Zelandii. Lodowiec ma 12 kilometrów długości i został odkryty w 1859 roku. Lodowiec ma fazy wzrostu i spadku, po 2010 roku wszedł w aktywną fazę spadku (cofania).

Lodowiec Perito Moreno położony jest w południowo-zachodniej części prowincji Santa Cruz w Argentynie.
Długość lodowca wynosi około 30 km, powierzchnia lodowca wynosi 250 km. kwadrat. Lodowiec przesuwa się po zboczach górskich do jeziora Argentino z prędkością około 2 metrów dziennie. Okresowo jezioro pokrywa lodowiec, dzieląc je na 2 części. Poziom wody w południowej części jeziora za sprawą rzek i potoków zaczyna się podnosić w porównaniu z częścią północną. Różnica poziomów wynosi ponad 30 metrów, pod wpływem ciśnienia wody przesmyk zapada się, a strumienie wody wdzierają się do północnej części jeziora.

1523 wyświetleń

Globalne ocieplenie grozi stopieniem lodowców. W wiadomościach ciągle mówi się o groźbie zniknięcia tej czy innej lodowej rzeki. Tymczasem, zanim się roztopią, warto się pospieszyć i zobaczyć wybór najpiękniejszych lodowców świata.

1. Lodowiec Biafo, Pakistanie

Dzięki swojemu odosobnionemu położeniu w sercu wyżyn północnego Pakistanu, lodowiec Biafo pozostał praktycznie nietknięty przez cywilizację. Podróż do ogromnego „Jeziora Śnieżnego” wzdłuż krawędzi lodowej równiny zajmie kilka dni, które ze względu na wspaniałość otaczającej flory i fauny nie będą wydawać się nudne. Jeśli jesteś w dobrej kondycji fizycznej, lepiej wybrać się na pieszą wycieczkę. W przeciwnym razie istnieje świetna okazja, aby zamiast kontemplować dziewicze piękno natury, podziwiać tylko ziemię pod stopami.

2. Lodowiec Perito Moreno, Argentyna

W Parku Narodowym Lago Argentino znajduje się aż 13 lodowców, ale za najpiękniejszy z nich uważany jest lodowiec Perito Moreno. Lodowata rzeka o wysokości 60 metrów dzieli położone na dużej wysokości jezioro Argentino na 2 części: Morze Bogate i Morze Południowe. Przemierzając kanał przez lodowiec, wody tych mórz stopniowo go niszczą, dzięki czemu turyści mogą podziwiać widok na wpadające do wody ogromne bloki lodu. Na terenie rezerwatu można spotkać guanako, strusie nandu, a nawet kondora – największego ptaka świata.

3. Zatoka Lodowa, Alaska

Glacier Bay to gigantyczny park narodowy położony na południowo-wschodnim wybrzeżu Alaski i objęty ochroną UNESCO. W rezerwacie praktycznie nie ma wycieczek pieszych, lodowce ogląda się z samolotu lub helikoptera. Można jednak oglądać musujący lód nie wychodząc z hotelu, który znajduje się bezpośrednio w parku. Dodatkowo, podczas rejsu wzdłuż wybrzeża można podziwiać góry lodowe, które oderwały się od krawędzi lodowca i wznoszą bryły lodowe. W wodach otaczających rezerwat można spotkać wieloryby, morsy, a nawet delfiny, a przybrzeżne lasy są domem dla niedźwiedzi i jeleni.

4. Lodowiec Furtwängler, Tanzania

Od początku stulecia lodowiec położony niemal na równiku stopniowo topnieje i według naukowców do 2020 roku całkowicie zniknie. Furtwängler znajduje się na wysokości ponad 5000 metrów, po północnej stronie Kilimandżaro, w pobliżu jego szczytu

5. Lodowiec Pasterze, Austrii

Pasterze, największy z 925 lodowców Austrii, również stopniowo zanika i przewiduje się, że do roku 2100 zmniejszy się o ponad połowę swojej obecnej wielkości. Tymczasem ta 9-kilometrowa, pozornie nieruchoma rzeka lodu powoli opada z wysokości 3500 metrów do podnóża góry Glosgrokner.

6. Lodowiec Vatnajökull, Islandia

Największy lodowiec Islandii stanowi około 80 procent całkowitej pokrywy lodowej wyspy, której nazwa wzięła się od zamarzniętej wody. Jego ogromne pola, usiane pęknięciami, rozciągają się na powierzchni ponad 8300 kilometrów kwadratowych. Zimne piękno lodu może konkurować z lawą zamrożoną w skomplikowanych krzywiznach pobliskiego krajobrazu wulkanicznego. Ulubione zajęcia turystów: zejście do szczelin lodowych, wspinaczka po lodowcu, rafting na śniegu i kąpiele w źródłach termalnych jaskiń lodowych.

7. Lodowiec Yulong, Chiny

Naukowcy nie raz przewidywali zniknięcie najbardziej wysuniętego na południe lodowca Chin, ale systematyczne obserwacje jego ruchu, prowadzone od 1982 roku, obalają pesymistyczne prognozy: w zależności od wahań klimatycznych lodowiec cofa się kilkaset metrów w górę, a następnie ponownie opada. Dolna granica lodowca znajduje się obecnie na wysokości około 4200 m n.p.m. i dotarcie do niej nie jest takie proste ze względu na bardzo rozrzedzone powietrze.

8. Lodowce Fox i Franz Joseph, Nowa Zelandia

Lodowce płynące niczym zamarznięty wodospad z zachodniego stoku Alp Południowych zbliżają się tak blisko subtropikalnych wiecznie zielonych lasów, że ich bliskość wydaje się zupełnie nienaturalna.

9. Lodowiec Athabaska, Kanada

Kolejny szybko topniejący lodowiec, uważany za najpiękniejszy w Ameryce Północnej, przepadł Ostatnio prawie połowę swojej objętości. Obecnie ma zaledwie około 6 kilometrów długości. Tak szybkie topnienie spowodowało, że lodowiec jest w ciągłym ruchu, dlatego też surowo zabrania się poruszania się po nim w pojedynkę, bez przewodnika.

10. Antarktyda

I oczywiście najwięcej lodu i śniegu można zobaczyć na Antarktydzie, co prawdopodobnie stało się przyczyną wzrostu popularności kontynentu w wyniku globalnego ocieplenia. O ile w latach 90. w sezonie przyjeżdżało tu 6-7 tys. osób, to w ubiegłym roku liczba turystów osiągnęła 45 tys., a co za tym idzie, wzrosła liczba incydentów szkodzących ekologii regionu. Dlatego całkiem niedawno 28 krajów prowadzących działalność naukową na Antarktydzie podpisało porozumienie o ograniczeniu turystyki do kontynentu.

2016-06-22

Aby na własne oczy zobaczyć najpiękniejsze lodowce świata, nie trzeba jechać na krańce świata – na Antarktydę czy Biegun Północny. Wiele lodowców, które imponują swoim pięknem i skalą, znajduje się bliżej. Zawsze możesz pojechać do Norwegii lub na Islandię Ośrodek narciarski w Alpach, a jeśli podróżujesz po Ameryce Łacińskiej, nie przegap okazji, aby wybrać się w niesamowitą podróż do Patagonii – kawałka dziewiczej przyrody na końcu świata.

Przedstawiamy najsłynniejszą, największą górę i po prostu piękne lodowce świata, które warto odwiedzić.

Najbardziej imponujące lodowce:

  1. Uppsala, Argentyna
  2. Margerie na Alasce
  3. Perito Moreno, Argentyna
  4. Vatnajökull, Islandia
  5. Pastoruri, Peru
  6. Lis, Nowa Zelandia
  7. Szary, Chile
  8. Serrano i Balmaceda w Chile
  9. Tasmana w Nowej Zelandii
  10. Furtwängler w Tanzanii
  11. Bossona, Francja
  12. Aletsch, Szwajcaria
  13. Mer-de-Glace, Francja
  14. Briksdal, Norwegia
  15. Malaspina na Antarktydzie
  16. Jokulsarlon, Islandia
  17. Stubai, Austria

Lodowiec Uppsala, Argentyna

Lodowiec Uppsala znajduje się w argentyńskiej Patagonii. Ma 60 kilometrów długości, 70 metrów wysokości i łączną powierzchnię 870 km².

Lodowiec Uppsala, Argentyna (zdjęcie: 7-themes.com)

Lodowiec Franciszka Józefa w Nowej Zelandii

Lodowiec położony jest na zachodnim wybrzeżu Nowej Zelandii, 23 km na północ od lodowca Fox. W pobliżu znajduje się wioska o tej samej nazwie i jezioro Mapurika, gdzie można uprawiać sport, rekreację, wędkarstwo i pływanie kajakiem.

Lodowiec Franz Joseph, Nowa Zelandia (fot. hotele.com)

Lodowiec Margerie na Alasce

Odkryty w 1888 roku lodowiec Margerie (o długości 34 km) położony jest na Alasce, na granicy z Kanadą. W 1992 roku lodowiec został wpisany na Listę Światowego Dziedzictwa UNESCO.

Lodowiec Margerie, Alaska (fot. Earthporm.com)

Lodowiec Perito Moreno, Argentyna

Około 50 km od El Calafate w Argentynie leży Park Naturalny Lodowców, z których Perito Moreno jest jednym z najbardziej imponujących. Ma 15 km długości i 5 km szerokości i jest wpisany na Listę Światowego Dziedzictwa UNESCO.

Lodowiec Perito Moreno, Argentyna (fot. moon.com)

Lodowiec Vatnajökull, Islandia

Położony na Islandii Vatnajökull jest największym lodowcem wyspy. Park Narodowy Vatnajökull zajmuje 13% całej wyspy, zajmując powierzchnię 13 600 km².

Lodowiec Vatnajökull, Islandia (fot. go4travelblog.com)

Lodowiec Pastoruri, Peru

Peru jest jednym z krajów Ameryki Łacińskiej, który to ma duża ilość lodowce: około 3000 na terenie całego kraju. Jednak w ciągu 35 lat lodowce Peru straciły 35% swojej powierzchni. Lodowiec Pastoruri jest jednym z zagrożonych.

Lodowiec Pastoruri, Peru (fot.: travelmachupicchu.com)

Lodowiec Fox w Nowej Zelandii

Lodowiec Fox położony jest w samym centrum Nowej Zelandii, na jej zachodnim wybrzeżu. Jest dość często odwiedzana przez turystów, organizowane są tam specjalne wycieczki.

Lodowiec Fox, Nowa Zelandia (fot. nztravelorganiser.com)

Szary lodowiec, Chile

Szary Lodowiec znajduje się na terenie Parku Przyrody Torres del Paine i jest jednym z najczęściej odwiedzanych w kraju. Jego wymiary są imponujące: 300 km² powierzchni i 25 km długości. Wpada do Jeziora Gray, tworząc góry lodowe o olśniewającym niebieskim kolorze.

Szary Lodowiec, Chile (fot. jennsand.com)

Lodowiec Serrano i Balmaceda w Chile

Lodowce Serrano i Balmaceda znajdują się w regionie Patagonia w Chile. Oba znajdują się w Parku Narodowym O'Higgins, największym parku w Chile. Można je zobaczyć podczas rejsów rzecznych.

Lodowiec Serrano i Balmaceda, Chile (fot. blog.tirawa.com)

Lodowiec Tasmana w Nowej Zelandii

Tasman położony jest w Nowej Zelandii, w regionie Canterbury i jest najdłuższym lodowcem na wyspie (27 km). Znajduje się na terenie Parku Narodowego Mount Cook, w którym znajduje się łącznie 60 lodowców.

Lodowiec Tasmana, Nowa Zelandia (fot. Waitroompoems.wordpress.com)

Lodowiec Furtwängler w Tanzanii

Furtwängler, będący czapą lodową Kilimandżaro, znajduje się na szczycie najsłynniejszej góry w Tanzanii.

Lodowiec Furtwängler, Tanzania (fot. poul.demis.nl)

Lodowiec Bosson, Francja

Lodowiec Bossons to strumień lodu i śniegu schodzący ze szczytu Mont Blanc. Niedaleko stąd znajduje się Dolina Chamonix.

Lodowiec Bosson, Francja (fot. parcdemerlet.com)

Lodowiec Aletsch w Szwajcarii

W kantonie Valais w południowej Szwajcarii leży lodowiec Aletsch, największy z lodowców alpejskich. Jest rekordzistą, w tym 27 miliardów ton lodu. Region Aletsch wpisany jest na Listę Światowego Dziedzictwa UNESCO. Jezioro Märjelen u podnóża lodowca zasilane jest przez topnienie lodu i śniegu.

Lodowiec Aletsch, Szwajcaria (fot. artfurrer.ch)

Lodowiec Mer de Glace we Francji

Lodowiec, którego nazwa tłumaczy się jako „Morze Lodu”, ma 7 km długości i jest największym lodowcem we Francji. Znajduje się w dolinie Chamonix.

Lodowiec Mer de Glace, Francja (fot. odyssee-montagne.fr)

Lodowiec Briksdal w Norwegii

Briksdal znajduje się w zachodniej Norwegii, w Parku Narodowym Jostedalsbreen. Lodowiec ten schodzi z wysokości 1700 metrów nad poziomem morza, tworząc trzy jeziora.

Lodowiec Briksdal, Norwegia (fot. Smashwallpapers.com)

Lodowiec Malaspina na Antarktydzie

Malaspina jest lodowcem podgórskim, to znaczy jego powstanie następuje w wyniku połączenia kilku lodowców dolinowych. Powierzchnia lodowca Malaspina wynosi 2000 km².

Lodowiec Malaspina, Antarktyda (fot. glacierchange.org)

Lodowiec Jokulsarlon, Islandia

Jökulsárlón to jezioro peryglacjalne na Islandii, najbardziej znane w kraju. Jego nazwa oznacza „lagunę lodowcową”.

Lodowiec Jökulsárlón, Islandia (fot. glacierguides.is)

Lodowiec Stubai w Austrii

Lodowiec Stubai położony jest w dolinie tyrolskiej. Jest to jeden z najsłynniejszych lodowców w Austrii, posiadający w swoich granicach wiele tras narciarskich.

Lodowiec Stubai, Austria (fot. tyrol.tl)

Naturalne formacje reprezentujące akumulację lodu. Na powierzchni naszej planety lodowce zajmują ponad 16 milionów km2, czyli około 11% całkowitej powierzchni lądów, a ich łączna objętość sięga 30 milionów km3. Ponad 99% całkowitej powierzchni lodowców Ziemi należy do regionów polarnych. Lodowce można jednak zobaczyć nawet w pobliżu, ale znajdują się one na szczytach wysokich gór. Na przykład najwyższy szczyt - - wieńczy lodowiec, który znajduje się co najmniej 4500 m.

Lodowce powstają na obszarach powierzchni ziemi, gdy ilość ciał stałych opadających przez wiele lat przekracza ilość opadów, które mogą się stopić lub odparować. Linię powyżej której śnieg padający w ciągu roku nie ma czasu stopić nazywa się linią śniegu. Wysokość jego lokalizacji zależy od. W górach położonych w pobliżu równika linia śniegu przebiega na wysokości 4,5-5 tys. metrów, a w kierunku biegunów opada do poziomu oceanu. Powyżej linii śniegu tworzą się lodowce ze śniegu, który się tam gromadzi i zagęszcza.

W zależności od miejsca ich powstania wyróżnia się lodowce pokrywowe i lodowce górsko-dolinowe.

Lodowce pokrywy lodowej. Zajmują 98,5% całkowitej powierzchni lodowców na Ziemi i powstają tam, gdzie linia śniegu jest bardzo niska. Lodowce te mają kształt tarcz i kopuł. Największą pokrywą lodową na Ziemi jest Antarktyka. Grubość lodu sięga tutaj 4 km, a średnia grubość wynosi 1,5 km. W obrębie jednej pokrywy występują odrębne strumienie lodowe płynące ze środka kontynentu na peryferie; największym z nich jest lodowiec Bidmore, wypływający z Gór Wiktorii; ma 180 km długości i 15-20 km szerokości. Duże lodowce są szeroko rozpowszechnione wzdłuż krawędzi pokrywy lodowej, której końce unoszą się w morzu. Takie lodowce nazywane są lodowcami szelfowymi. Największym z nich na Antarktydzie jest Lodowiec Rossa. Jest dwukrotnie większy od terytorium.

Kolejna największa pokrywa lodowa na Ziemi, obejmująca prawie całe terytorium ogromne. Lodowce w innych regionach są znacznie mniejsze. Grenlandzkie i często schodzą do przybrzeżnych części oceanu. W takich przypadkach bloki lodu mogą się od nich oderwać, zamieniając się w pływające góry morskie.

Lodowce pokrywające występują na powierzchni lądu niezależnie od jego powierzchni, a rzeźba terenu nie ma prawie żadnego wpływu na charakter powierzchni lodowca.

Lodowce górskie. Różnią się od powłokowych znacznie mniejszymi rozmiarami i większą różnorodnością kształtów, co determinuje topografia miejsca ich pochodzenia. Jeżeli ruch lodowców pokrywowych następuje od środka pokrywy lodowej na obrzeże, wówczas ruch lodowca górskiego jest określony przez nachylenie powierzchni bazowej i jest skierowany w jednym kierunku, tworząc jeden lub kilka strumieni. Jeśli lodowce znajdują się na płaskich szczytach, mają kształt bochenka; lodowce pokrywające się czapami lodowymi. Wiele lodowców ma kształt misy, wypełniając zagłębienia na zboczach. Najczęstszym typem lodowców górskich są lodowce dolinowe, które wypełniają doliny rzeczne. Lodowce górskie znajdują się na prawie wszystkich szerokościach geograficznych - od równika po biegun. Największe lodowce górskie znajdują się na Alasce, w Pamirze i. W strukturze lodowców wyróżnia się następujące strefy:

Obszar żerowania lodowca. Gromadzi się tu śnieg, który w okresie letnim nie ma czasu na całkowite stopienie. To tutaj lodowiec rodzi się ze śniegu. Śnieg odkłada się każdej zimy, ale grubość jego warstwy zależy od ilości opadów spadających w danym miejscu. Na przykład na Antarktydzie roczna warstwa śniegu wynosi 1-15 cm, a cały ten śnieg uzupełnia pokrywę lodową. Na wschodnim wybrzeżu rocznie gromadzi się 8-10 metrów śniegu. Oto „słup śniegu”. Na żerowiskach lodowców w Tien Shan i Pamirze rocznie gromadzi się 2-3 metry śniegu, co wystarczy, aby przywrócić koszty topnienia w lecie.

W obszarze żywienia śnieg zamienia się w lód różne sposoby. Po pierwsze, kryształy stają się większe, a przestrzeń między nimi maleje. Tak powstaje firn – stan przejściowy od śniegu do lodu. Dalsze zagęszczenie pod leżącym śniegiem prowadzi do powstania mlecznego lodu (z powodu licznych pęcherzyków powietrza);

Obszar ablacji(łac. ablatio - rozbiórka, upadek). W tym obszarze masa lodowca zmniejsza się w wyniku topnienia, parowania lub oddzielania się gór lodowych (w pobliżu pokryw lodowych). Ablacja lodowca jest szczególnie silna w górach poniżej linii śniegu, co przyczynia się do wysokiego poziomu wody, począwszy od lodowca. Na przykład na Kaukazie, w Azji Środkowej itp. W przypadku niektórych rzek w Azji Środkowej udział spływu lodowcowego osiąga latem 50–70%. Jednak ilość wody uwalnianej przez lodowce zmienia się znacznie w zależności od warunków topnienia w danym lecie. Badacze zajmujący się lodowcami przeprowadzili także szereg eksperymentów na lodowcach Tien Shan, aby sztucznie zwiększyć topnienie lodowców w celu zwiększenia przepływu wody roztopowej na pola bawełny w latach suchych. Stwierdzono, że lodowce można wzmacniać poprzez pokrycie ich powierzchni pyłem węglowym. W pogodne dni topnienie wzrasta o 25% (ciemne powierzchnie pochłaniają więcej światła słonecznego niż jasne). Jednak do czasu opracowania metod sztucznego uzupełniania nie jest to metoda zalecana.

Lodowce mają tendencję do płynięcia, ujawniając właściwości plastyczne. W tym przypadku tworzy się jeden lub więcej języków lodowcowych. Prędkość ruchu lodowców sięga kilkuset metrów rocznie, ale nie pozostaje stała. Ponieważ plastyczność lodu zależy od , lodowiec porusza się szybciej latem niż zimą. Języki lodowcowe przypominają rzeki: opady gromadzą się w kanale i spływają po zboczach.

Praca lodowca może być destrukcyjna (denudacja) lub kumulatywna (). Jednocześnie lodowiec zawiera również cały materiał, który na niego spadł. Działalność denudacyjna lodowca polega na przetwarzaniu i pogłębianiu naturalnych zagłębień w rzeźbie. Praca akumulacyjna lodowca następuje w obszarze żerowania lodowca, gdzie gromadzi się śnieg i zamienia się w lód. Dzięki akumulacyjnej pracy lodowca w obszarze jego topnienia, to co osadza tworzy unikalne formy reliefowe.Dla obszarów gdzie występują lodowce górskie jest to zjawisko charakterystyczne. Dzięki nim obszary polodowcowe zostają odciążone. Lawina to zapadnięcie się śniegu, który zsuwa się ze zboczy górskich i niesie po swojej drodze masy śniegu. Lawiny mogą wystąpić na zboczach o nachyleniu większym niż 15°. Przyczyny lawin są różne: luźność śniegu po raz pierwszy po opadnięciu; wzrost temperatury w niższych warstwach śniegu na skutek ciśnienia, odwilży. W każdym razie ma ogromną niszczycielską moc. Siła uderzenia w nich sięga 100 ton na 1 m2. Impulsem do rozpoczęcia opadów śniegu może być najmniejsza nierównowaga wiszących mas śniegu: ostry krzyk, strzał z broni. Na obszarach zagrożonych lawinami trwają prace mające na celu zapobieganie i usuwanie lawin. Lawiny najczęściej zdarzają się (nazywa się je tutaj „białą zagładą” - mogą zniszczyć całą wioskę) na Kaukazie.

Lodowce odgrywają dużą rolę nie tylko w przyrodzie, ale także w życiu człowieka. Jest to największe repozytorium słodkiej wody, tak niezbędnej człowiekowi.