granica wiecznego śniegu

linia wiecznego śniegu, wysokość, powyżej której utrzymuje się stała pokrywa śnieżna i mogą tworzyć się lodowce. W krajach polarnych granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości od ok. 200 do 1000 m n.p.m., na Grenlandii i na Antarktydzie schodzi do poziomu morza. W strefach umiarkowanych (50-60° szerokości geograficznej północnej i południowej) występuje na wysokości od 800 do 3200 m n.p.m., a w strefie zwrotnikowej od 5000 do 6000 m n.p.m. Na równiku wskutek większych opadów granica wiecznego śniegu obniża się do 4500-5000 m n.p.m.

Przebieg granicy wiecznego śniegu na kuli ziemskiej obniża się od równika w stronę biegunów. W strefie międzyzwrotnikowej wznosi się ponad 5tyś. m n p m, a nad biegunami schodzi do poziomu morza.

W Tatrach linia ta przebiega na wysokości ok. 2300 m n.p.m., jednak na tej wysokości wierzchołki są zbyt strome i poszarpane, by mogły się na nich wykształcić lodowce

.

Śnieg spada      w postaci puszystego puchu, w którym 90% objętości stanowi powietrze.

 Warstwa wskutek zwarcia kryształków i ubytku powietrza gęstnieje.

 Kryształki śniegu pod wpływem działania promieni słonecznych, wiatru, deszczu nadtapiają się i zamarzają na przemian. Mniejsze kryształki łatwiej topnieją, dlatego przy ponownym zamarzaniu woda krystalizuje wokół niestopionych kryształów tworząc ziarna o grubości ok. 1 mm, zwane firnem.

 Nowe warstwy świeżego śniegu wywierają coraz większe ciśnienie na warstwy stare, wyciskając z nich powietrze. Poszczególne ziarna firnu nadtapiając się i zamarzając powiększają swą objętość i tworzą białą masę zwaną lodem firnowym. Większe ziarna spojone są w tym lodzie drobnoziarnistym cementem lodowym.

 . 

Lód lodowcowy powstaje na głębokości kilkudziesięciu metrów  z przeobrażenia lodu firnowego. Lód lodowcowy jest utworem gruboziarnistym, złożonym z ziaren o wymiarach 10 – 50 mm. Ich wielkość wynika z zupełnego stopienia się mniejszych kryształów i przymarzania wody do większych kryształów. Wskutek tego lód lodowcowy jest pozbawiony cementu lodowego.

Ze względu na termikę dzielimy lodowce na:

- umiarkowane - występują poza obszarami polarnymi

- zimne - występują w wysokich szerokościach geograficznych i na

  obszarach subpolarnych

- polarne

- subpolarne

 

Ze względów geomorfologicznych dzielimy na:

1. Lodowce pokrywowe: nie podporządkowane rzeźbie terenu. Wśród nich wydziela się:

- lądolody: wielkie lodowce o kształcie wypukłej czaszy o rozmiarach kontynentalnych i miąższości ok. kilku tysięcy metrów. Np. lądolód antarktyczny, grenlandzki.

- kopuły lodowe: o powierzchni rzędu kilku tysięcy kilometrów kwadratowych i grubości setek metrów. Często pokrywają pojedyncze wyspy lub ich archipelagi. Np. obszar Arktyki i obrzeza Antarktydy, wyspa King Georga w archipelagu Szetlandów Południowych, Islandia.

- czapy lodowe: podobne do kopuł, ale maja o wiele mniejsze rozmiary.

- lodowce wyżynne: spotyka się je na spłaszczonych powierzchniach szczytowych w Norwegii i w argentyńskiej Patagonii.

- lodowce szelfowe: są to lodowce pływające lub częściowo spoczywające na platformie szelfu, które przemieszczają się z lądu do morza, zakończone stromym klifem lodowym. Często od nich odrywają się góry lodowe. Np. obrzeże lądolodu Antarktydy

2. Lodowce górskie: podporządkowane rzeźbie przedlodowcowej. Wykorzystują obniżenia terenowe w postaci niecek, nisz. Poruszają się w jednym kierunku.

- lodowce karowe (pirenejskie): są pozbawione jęzorów lodowcowych i powstają najczęściej w lejach źródliskowych dolin rzecznych.

- lodowce alpejskie (dolinne): są  zasilane jednym lub kilkoma polami firnowymi i wykształcające jęzor lodowcowy, który wykorzystuje dawne doliny. Z najdłuższych to: lodowiec Beringa na Alasce (180 km), lodowiec Hubbarda, na pograniczu Alaski i Kanady (dł. 150 km, szer. 16 km), lodowiec Siachen w Karakorum (dł.75 km), lodowiec Fedczenki w Pamirze (dł. 71 km, grub. 1 km)

- lodowe turkiestańskie: są pozbawione pól firnowych, posiadają tylko jęzory lodowcowe. Zasilane są przez lawiny śnieżne.

- lodowce przedgórskie (piedmontowe): są lądowym odpowiednikiem lodowców szelfowych. Często są połączeniem kilku lodowców wypływających z gór na równinę przedgórską.

Terminy:

nunataki – szczyty skalne opłynięte lodem

lodowce szelfowe – lodowce pływające lub spoczywające na platformie szelfu

cielenie się lodowców – odrywanie się gór lodowych

Cechy termiczne lodowców i lądolodów

lodowce ciepłe, zimne i przejściowe

źródła ciepła: promieniowanie słoneczne, ciepło geotermiczne, tarcie w czasie ruchu, ciepło oddawane przez wodę w czasie zamarzania

Lodowce ciepłe

temperatura lodu zbliżona do punktu topnienia pod ciśnieniem.

Występują na obszarach wysokogórskim, często w klimacie morskim.

Lodowce zimne

występują w klimacie polarnym, kontynentalnym,

brak wód roztopowych w lecie,

niska temperatura w zimie,

znaczna pokrywa śnieżna nie dopuszczająca promieniowania słonecznego.

Lodowce przejściowe

występują na obszarach subpolarnych,

wykazują różne proporcje między lodem ciepłym i zimnym.

Elementy morfologiczne lodowca:

- pola firnowe: miejsce gromadzenia się śniegu i jego stopniowego przeobrażania się w firn, lód firnowy, lód lodowcowy. Na skutek nacisku narastających mas śniegowo-firnowych, z pól firnowych są wyciskane jęzory lodowcowe.

- języki lodowcowe: masy lody przemieszczające wzdłuż doliny.

- rygiel lodowcowy: niski próg skalny przebiegający w poprzek doliny w podłożu lodowca, oddzielające najczęściej pole firnowe od języka, czyli wyraźne przegłębienie od segmentu doliny z mniejszym spadkiem

- szczeliny lodowcowe: powstają przez naprężenia lodu. Tworzą się w strefach nierówności podłoża miedzy polem firnowym, a jęzorem lodowcowym

- seraki: ostro zakończone bryły i bloki lodowe na powierzchni lodowca występujące zazwyczaj w strefach przecinania się szczelin lodowcowych 

- szczelina brzeżna: szczelina w górnej części pola firnowego, oddzielające je od otaczających ścian skalnych

 

W obrębie jęzorów lodowcowych wyróżniamy szczeliny:

szczeliny poprzeczne: występują przy przekraczaniu nierówności podłoża

szczeliny podłużne: tworzące się w strefach naprężeń poprzecznych do kierunku ruchu lodu

szczeliny boczne: powstają w wyniku zróżnicowania prędkości lodu  wywołanych tarciem brzeżnych części lodowca o zbocza doliny

szczeliny radialne: inaczej promieniste, tworzące się w strefie rozprzestrzeniającego się czoła lodowca

szczeliny wychodnie płaszczyzn ślizgowych: są powierzchniami ścięcia, związanymi ze zróżnicowaniem prędkości ruchu lodu w cielsku lodowca.