Lodowce

W obszarach podbiegunowych i na znacznych wysokościach w górach, powyżej granicy wiecznego śniegu, opad śnieżny łącznie z osadzaniem się szadzi jest obfitszy niż ich tajanie. Śnieg stopniowo gromadzi się i szybciej go przybywa niż ubywa. Dolna warstwa śniegu pod wpływem ciśnienia, a także wcierania wody w jego szczeliny i przestworki i jej zamarzania przekształca się stopniowo w szreń lub firn, czyli silnie ziarnisty śnieg, a następnie w szary lód i wreszcie w zupełnie nie porowaty niebieskawy lód lodowcowy.
Z pól firnowych wysuwają się języki lodowe w obniżenia dolinne. Dokładne pomiary wykazują, że lód w językach lodowych porusza się w dół. Przeważnie ruch ten jest bardzo wolny, zaledwie kilka decymetrów w ciągu doby.
Miąższość lodu w niektórych lodowcach jest ogromna. Zdołano ją ustalić stosując metodę echowego sondowania. Polega ona na tym, że wstrząs wywołany wybuchem dynamitu rozchodzi się przez ciało lodowca, dochodzi do jego dna, odbija się i jako echo powraca na powierzchnię, gdzie jest rejestrowany sejsmografem. Znając prędkość rozchodzenia się fali głosowej w lodzie, możemy obliczyć miąższość lodu z czasu między wybuchem a echem.
Ruch lodu jest istotną cechą lodowca. Nieruchome lody nazywamy martwym lodem. Istnieje jednak do dziś nierozwiązane zagadnienie: na czym polega ruch lodowca. Tyndall uznał liczne szczeliny na lodowcu za dowód, iż lód jest ciałem sztywnym i zsuwa się tylko, a raczej poszczególne bryły lody przesuwają się względem siebie. Szczeliny jednak, istotnie widoczne na każdym lodowcu, sięgają zaledwie do głębokości 50m i lodowce o takiej miąższości mogą się co najwyżej zsuwać. Głębiej jednak brak szczelin. Występują tylko charakterystyczne wstęgi na przemian niebieskiego i białego lodu. Taką teksturę wstęgową uważa Tyndall za dowód, że głębsze masy lodu przemieszczają się sztywno przesuwając względem siebie wzdłuż płaszczyzn poślizgu, zaznaczających się przekrystalizowanym, niebieskim lodem. Inni uczeni, m. in. Agassiz, przyjmują plastyczny ruch lodu. Uważają oni, że najszybszy ruch lodu odbywa się nie na powierzchni, lecz w głębi lodowca, nieco powyżej jego dna. Ruch ten ma się odbywać dzięki różnicy ciśnień i zachodzić oczywiście tylko wtedy, gdy lód ma odpowiednio dużą miąższość.
Lód jest ciałem krystalicznym i nie może poruszać się plastycznie bez zaburzeń krystalicznej struktury. Usiłowano więc tłumaczyć ruch lodu zmiana stanu fizycznego. Według tej teorii lód pod wpływem ciśnienia taje, woda przemieszcza się w dół lodowca, po czym ponownie zamarza.
W lodzie występują charakterystyczne tekstury. Przede wszystkim dostrzega się niebieskie i białawe wstęgi lodu. W czasie ruchu lodowca powstają systemy szczelin zwłaszcza tam, gdzie lodowiec przekracza strome progi podłoża. Do szczelin tych dostaje się świeży śnieg. Kiedy wskutek bocznego nacisku szczeliny zamykają się, następuje zgniatanie śniegu wypełniającego szczeliny i tworzą się jasne wstęgi w niebieskim, starszym lodzie.
Lodowiec jest zasilany często dopływami. W przeciwieństwie do wody rzek lód lodowców nie ulega mieszaniu. Każda struga lodowa zachowuje swą oddzielność aż do samego czoła lodowca.
Języki lodowców spływają z pól firnowych, rozwijających się powyżej granicy wiecznego śniegu, w piętro poniżej tej granicy. Tutaj tajanie przeważa nad zasilaniem śniegowym. Jest to więc obszar ablacji, czyli tajania lodowca. Duże ilości wody roztopowej spływają po powierzchni lodu, dostają się w jego szczeliny, płyną potężnymi strugami przez tunele w lodzie i pod nim, a następnie wypływają spod lodu jako duża rzeka.
Hydrograficzna rola lodowców polega na tym, że opady atmosferyczne zatrzymują się na długi okres w ich ciele, a następnie wracają do obiegu w okresie letnich roztopów.
Lodowce zajmują obecnie powierzchnię około 15,6 mln km2, z czego na olbrzymią lodowcową pokrywę Antarktydy przypada 13,5 mln km2, na lodowce Grenlandii 1,65 mln km2. W obszarach umiarkowanej strefy największe powierzchnie zajmują lodowce Karakoram (13 000 km2), Himalajów (10 tys. km2), Andów (12 tys. km2).
Ze względu na wielkość i kształt wyróżniamy następujące typy lodowców:
1. Lądolody tworzą olbrzymie pokrywy lodu o wypukłym kształcie. Lód rozprzestrzenia się na wszystkie strony. Jeśli rozprzestrzenianie lodu utrudniają wzniesienia terenu, lodowiec przekracza je w nielicznych miejscach, tworząc bardzo szybko poruszające się języki (lodowce dolinne typu grenlandzkiego).
2. Czasze szczątkowe. Wypukłe pokrywy lodowcowe zajmują niekiedy dość rozległe obszary wyżynne, np. na Islandii. Uważamy je za szczątek dawniejszych lądolodów, które pokrywały całą wyspę.
3. Czapy lodowe, zwane inaczej lodowcami fieldowymi powstają na wysokich płaskowyżach (fieldach) i swym kształtem nie różnią się od czasz szczątkowych. Z wypukłego pola firnowego spływają w różne strony liczne języki lodowe. Różnica między typem 2 a typem 3 polega jedynie na historii rozwoju lodowca. Drugi typ powstał z lądolodu przez jego kurczenie, trzeci typ rozwinął się samodzielnie.
Inne typy lodowców występują w górach i od poprzednich różnią się zasadniczo tym, ze ich pola firnowe wypełniają górne odcinki dolin, mają wklęsłe kształty i zasilają jeden język lodowcowy, spływający w dolinę.
4. Lodowiec karowy (cyrkowy, niszowy). Pole firnowe wypełnia tu kocioł skalny z trzech stron stromymi turniami. Język lodowca ledwo się zaznacza.
5. Lodowiec dolinny. Dolinę lodowca wypełnia długi język lodowca, zasilany albo z pól firnowych, formujących się w źródłowych kotłach (alpejski typ lodowca), albo bardzo obfitych lawin śnieżnych, spadających w dolinę z wysokich zboczy (tak zwany typ himalajski, aczkolwiek lodowce takie rozwinęły się najtypowiej w górach Karakoram). Lodowce dolinne w przypadku silnego ich rozwoju tworzą systemy lodowcowe. Lodowiec główny otrzymuje boczne dopływy lodu i wtedy przybiera postać lodowca rozgałęzionego (dendrycznego). Nie zawsze boczne lodowce łączą się bezpośrednio z głównym. Ich wyloty niekiedy znajdują się w znacznie wyższym poziomie, niż język głównego lodowca. Są one niejako zawieszone nad głównym. Z ich czoła odrywają się bryły lodu, które w postaci lawin lodowych walą się na powierzchnię lodowca głównego. Niekiedy lodowiec dolinny, przechodząc przez przeszkodę w postaci wysokiego progu, zostaje przerwany, tworzy potężny lodospad, poniżej którego ze spadłych brył lodu odradza się na nowo (lodowiec przerwany, lodowiec odrodzony). Na progu lodospadu i pod nim lodowiec przekształca się w rozwalisko olbrzymich brył lodowych, tzw. seraki, niezmiernie trudne3 do przejścia, bo znajdujące się w stanie chwiejnej równowagi, wciąż przewracające się na boki. Ważną jest rzeczą, iż właśnie w dolnym odcinku takiego lodowca pojawiają się wstęgi niebieskiego i białego lodu. Nie tworzą się więc one z rocznych przyrostów śniegu i firnu, jak to sobie wyobrażali dawniejsi badacze lodowców.
6. Lodowiec podgórski (piedmontowy). Bardzo obfite zasilanie lodowców dolinnych prowadzi do tego, że ich języki wykraczają poza górskie doliny na przedpole gór i u ich stóp łączą się ze sobą tworząc rozległą pokrywę lodową. Takie typy lodowców znane są z Alaski (lodowiec Malaspina). W okresie lodowcowym wytworzyły7 się również u podnóża Alp i Tatr.
Lodowce dolinne, podgórskie i czasze lodowe schodzą niekiedy do poziomu morza, a wtedy ich języki zsuwają się po szelfie podwodnym lub nawet dzięki mniejszemu właściwemu ciężarowi lodu w porównaniu z wodą morską pływają po wodzie.
Tający lodowiec w razie zmiany klimatu na suchszy lub cieplejszy zmniejsza swą długość. Mówimy wtedy, że czoło lodowca się cofa. Trzeba tu jednak dobitnie zaznaczyć, że nigdy lód się nie cofa, to znaczy nie wykonuje ruchu wstecznego, a tylko w skutek tajania szybszego niż nasuwanie się lodowca czoło lodowca cofa się, a na przedpolu jego niedotopione resztki, pozbawione ruchu, czy to jako wielkie bryły martwego lodu, czy to jako drobne, wysokie na kilka metrów ostrosłupy lodowe, zwane lodami pokutniczymi.
Bibliografia: „Wstęp do geografii fizycznej” Jan Flis, Wydawnictwa Szkolne i Pedagogiczne, Warszawa 1988r., Wydanie II poprawione