Льодовики

В льодовій оболонці зосереджена велика кількість води – близько 30 млн. км3, тобто у багато разів більше, ніж у річках та озерах, узятих разом.

Об'єм льоду настільки великий, що якби б він розтанув, то рівень Світового океану підвищився б на 50-60 м.

У полярних широтах на рівні моря, а у помірних та жарких поясах у середніх та верхніх шарах тропосфери волога в атмосфері знаходиться переважно у твердій фазі. Атмосферні опади тут випадають у вигляді снігу, який, якщо є умови (материки і острови в полярних широтах, високі гори – в помірних і тропічних), зберігається цілий рік, накопичується та переходить у кригу. Так на Землі формується сфера вічних снігів і криги, яка отримала назву хіоносфери (грец. «хіонос» – сніг). Вперше її виділив М.В. Ломоносов під назвою морозної атмосфери.

Таким чином, іоносфера є результатом взаємодії:
а) гідросфери, що надає вологу для утворення снігу й криги;
б) атмосфери, яка цю вологу переносить і зберігає у твердому вигляді;
в)         літосфери, на поверхні якої можливе утворення крижаної оболонки.
При виключенні будь-якого з трьох перерахованих чинників існування вічних снігів неможливе. Снігова оболонка, таким чином, не безперервна. Вона з'являється лише в тих місцях, де є умови для снігонакопичення.

Морозна атмосфера як явище кліматологічне, як шар вільної атмосфери знаходиться на великих висотах у жаркому поясі (біля екватору піднімається на висоту до 6400 м), знижується в помірних широтах і опускається до рівня моря в полярних країнах. Нижня межа її отримала назву снігової лінії.
Снігова лінія – висотна межа, вище якої сніг не тане повністю протягом літнього періоду через нестачу тепла навіть у незахищених від сонця місцях. Висота снігової лінії в залежності від кліматичних умов і, насамперед, температури повітря й кількості наявних опадів коливається в широких межах. Положення снігової лінії залежить не лише від середніх багаторічних кліматологічних характеристик, але й від сезонних коливань метеорологічних елементів і орографії місцевості.

Нульовий баланс снігу на сніговій межі може бути досягнутий як при малій річній сумі опадів, так і при великій їх кількості; у першому випадку снігу тане мало, у другому – багато. Отже накопичення снігу, перетворювання його у кригу та стікання льодовиків може бути енергійним та в'ялим.
У холодних країнах, де випадає мало опадів й танення йде повільно, енергія зледеніння невелика. У морських помірних кліматах снігу випадає багато, він енергійно перетворюється на кригу, льодовики стікають у великій кількості та з великою швидкістю, тобто енергія зледеніння значна. Про енергію зледеніння не можна судити по масі снігів та криги, по ступеню покриття території сніговими та льодовими утворюваннями. Наприклад, Антарктида вкрита льодовим куполом, але енергія зледеніння там незначна у зв'язку з особливостями полярного клімату. Прикладом зледеніння великої енергії може бути гімалайське.

Утворення та саморозвиток льодовиків

Як тільки на земній поверхні (у горах або на рівнинах полярних широт) внаслідок зіткнення її з морозною атмосферою з'явилася хоча б невелика пляма снігу, вона сама сприяє власному росту шляхом:
а) збільшення альбедо та втрати значної частини сонячної радіації;
б) зростання кількості опадів завдяки підвищенню конденсації над снігом;
в) загального зниження температури, яке обумовлене самою сніговою поверхнею.

Завдяки цьому при незмінних кліматичних умовах льодовики будуть нарощуватися, а снігова лінія – знижуватися. Вона може спуститися на 200-300 м. Але зниження лінії можливе тільки до певного значення. Коли льодовий покрив стає значним, над ним утворюється антициклон, зменшується кількість опадів; отже, припиняється ріст льодовика, а потім починається його танення на периферії. Танення продовжується до тих пір, поки льодова область не досягне такого розміру, котрий буде відповідати кліматичним та геоморфологічним умовам.

Отже, льодовик – це накопичення льоду на суходолі, що з'являється за тривалий (геологічний) період при додатному балансі твердої фази води, коли додаток у вигляді твердих опадів (та сублімації) перевищує танення (та узгін) льоду.

Типи льодовиків

Льодовики поділяються на типи за ознакою їх розташування відносно рельєфу місцевості та в залежності від умов живлення. Від власно гірських та долинних відрізняють материкові покривні льодовики (льодовикові щити та куполи), які мають вигляд суцільного льодового покрову великої потужності, що залягає незалежно від рельєфу місцевості. Такі материкові льодовики поширені в арктичних та антарктичних областях. Їхні кінці спускаються у море і дають початок льодовим плавучим горам – айсбергам.

Серед гірських та долинних льодовиків визначають:
а) льодовики гірських схилів;
б) долинні льодовики;
в) льодовики гірських вершин;
г) складні льодовикові комплекси.

Будова та рух льодовиків

Кожен льодовик має дві частини: область живлення та область стоку. В області живлення льодовика сніг акумулюється, ущільнюється та перетворюється у фірн, фірновий лід та, власно, кристалічний лід. Кристалічний прозорий лід залягає під шаром менш щільного фірнового льоду і виступає назовні у нижній частині льодовика. В області стоку льодовик спускається нижче снігової лінії; тут відбувається його танення, або абляція. Частина льодовика, що спускається по долині нижче снігової лінії та витягнута у довжину у формі потоку льодового масиву, називається льодовиковим язиком.

Льодовик рухається під дією сили тяжіння по гірському схилу або долині. При цьому руйнується та шліфується його ложе, переносяться на великі відстані продукти руйнування гірських порід і відкладаються у вигляді морен.

Льодовикові язики нагадують річки: у тому та іншому випадку опади збираються у русло і течуть вниз по схилу. Два та більше потоків зливаються, але ніколи не перехрещуються. Швидкість течії залежить від маси льоду та ухилу русла. У вузьких місцях швидкість течії більша, ніж у широких; у впуклого берега більша, ніж у випуклого. Але є і різниця між льодовиком та річкою: рух льоду ламінарний; течія повільніша, ніж у річці; після злиття лід не перемішується, як вода у річці.

Гірські льодовики мають швидкість від 20 до 80 см/добу або 100-300 м/рік; тільки у гімалайських льодовиків швидкість досягає 2-3 м/добу або 700-1300 м/рік. Однак деякі льодовики Антарктиди і Гренландії можуть рухатись зі швидкістю до 10-20 км/рік. Так звані пульсуючі гірські льодовики (Колка на Кавказі та Ведмежий на Памірі) інколи прискорюються до 100 м/добу.

Живлення та танення льодовиків, їх наступ та відступ

Головним джерелом живлення льодовиків є атмосферні опади у вигляді снігу, що випадають у льодовиковій області. Іноді, коли зимовий сніг розтане, у живленні льодовика приймають участь талі води; такий лід називається накладеним.

Деяке значення мають також іній, твердий наліт та особливо паморозь. Потужність такого шару може досягати 2 м.
Значні маси снігу дають заметільні переноси. Завдяки цьому сніг відкладається у вітровій тіні, у зниженнях, особливо сприятливих для утворення льодовиків.

Для дуже багатьох льодовиків істотним джерелом живлення є снігові лавини, що падають з високих гірських схилів. Відомо, що у деяких випадках вони дають до 50-75 млн. м3 снігу.

Отже, вище снігової лінії сніг накопичується. Його акумуляція, досягнувши певної величини, повинна безперервно супроводжуватися протилежним процесом – розвантаженням льодовикових областей. Це відбувається двома шляхами:
а) падінням снігових лавин;
б) перетворенням снігу у лід та його стіканням.

Нижче снігової лінії спостерігається танення льодовика. Танення льодовика відбувається під впливом сонячних променів, дощів та вітру.