Lodowce i lądolody

Lodowce i stała pokrywa śnieżna zajmują ogółem 16,3 mln km2, czyli około 11% powierzchni lądów. Lądolody pokrywają całą Antarktydę i Grenlandię oraz znaczne obszary na wyspach Arktyki. W regionach wysokogórskich prawie wszystkich kontynentów (z wyjątkiem Australii) rozwinęły się znacznie mniejsze lodowce górskie – ich sumaryczna powierzchnia zajmuje zaledwie 1,3% powierzchni zlodowaconej. Ocenia się, że lodowce i lądolody gromadzą 24 mln km3 wody, co stanowi prawie 2% ogółu wody w hydrosferze i zarazem około 69% wszystkich zasobów wód słodkich. Jest to tak wielka masa wody, że gdyby wszystkie lodowce i lądolody stopniały, to spowodowałyby podwyższenie poziomu wód Wszechoceanu o 60 do 100 metrów. Badaniami lodowców i lądolodów zajmuje się glacjologia.

Geneza lodowców
Powstanie lodowców wymaga spełnienia odpowiednich warunków. Przede wszystkim muszą występować na tyle duże opady śniegu, że w cieplejszej porze roku nie zdoła on zupełnie stopnieć. Opady śniegu występują na około 30 – 50 % powierzchni lądowych, ale dodatni bilans śniegu ograniczony jest do wysokich szerokości geograficznych i obszarów wysokogórskich. Granicę obszaru o dodatnim bilansie śniegu określa się jako granicę (linię) wieloletniego śniegu. Jej położenie zależy od szerokości geograficznej. W strefie równikowej znajduje się ona na wysokości prawie 5 tys. m n. p. m., a nad zwrotnikami, ze względu na bardzo małe opady, podnosi się o dodatkowe kilkaset metrów. W wyższych szerokościach geograficznych granica ta położona jest stopniowo coraz niżej. W środkowej Europie przebiega ok. 2300 m n. p. m., a za kołem podbiegunowym schodzi o poziomu morza. Jednak nawet w strefach polarnych powstanie lądolodów możliwe jest tylko w warunkach klimatu morskiego. Dodatkowych mas śniegu mogą dostarczyć wiatry, a w górach także lawiny.
Bardzo ważnym warunkiem powstania lodowców jest także występowanie stosunkowo rozległych, płaskich powierzchni, na których może gromadzić się śnieg i stopniowo przekształcać w lód. Brak takich powierzchni uniemożliwia obecnie rozwój lodowców w najwyższych partiach Tatr, mimo że ich wierzchołki położone są powyżej linii wieloletniego śniegu.
Obszar akumulacji mas śniegu i przekształcenia ich w lód lodowcowy nosi nazwę pola firnowego. Proces powstania lodu lodowcowego w polu firnowym przebiega w kilku etapach. Świeży śnieg cechuje się bardzo małą gęstością (poniżej 0,1 g/cm3), wynikającą z wysokiej zawartości powietrza oraz wyraźną strukturą krystaliczną płatków. Wielokrotnie częściowe rozmarzanie i zamarzanie śniegu prowadzi do zaniku pierwotnej struktury krystalicznej i utworzenia agregatu drobnych ziaren lodu o wymiarach 1 mm, określanego jako firn lub szreń. Kolejne cykle topnienia i zestalania, odbywające się pod naciskiem nadległych warstw szreniu i śniegu, powodują dalszą rekrystalizację dotychczas pomiędzy ziarnami. W efekcie powstaje najpierw biały lód firnowy, a w ostatnim etapie, w warunkach wysokiego ciśnienia wytwarzanego przez ciągle narastającą warstwę śniegu, firnu i lodu firnowego, niebieski lód lodowcowy. Jest on zbudowany z dużych krystalicznych ziaren o wymiarach kilkucentymetrowych i osiąga gęstość około 0,9 g/cm3. ocenia się, że z warstwy świeżego śniegu o miąższości 15 metrów powstaje warstwa lodu lodowcowego o grubości zaledwie 1 m. czas tego przeobrażania jest bardzo zróżnicowany: od zaledwie 3 – 5 lat w niektórych Alaski aż po ponad 100 lat na północy Grenlandii.

Ruch lodowcowy i lądolodów
Lód w lodowcach i lądolodach przemieszcza się. Siłą motoryczną powodują ruch lodu jest grawitacja, ale w niektórych przypadkach bardzo ważną rolę przejmuje się także nacisk warstw nadległych. Ruch ten częściowo odbywa się metodą ślizgu dennego, czyli przesuwania się masy lodowej po podłożu. Ten mechanizm odgrywa jednak rolę drugoplanową. Zdecydowanie istotniejszy jest ruch wewnętrzny, który odbywa się na zasadzie plastycznego płynięcia pod ciśnieniem i zachodzi wzdłuż granic kryształków i warstewek w lodzie. W tym przypadku możliwy jest, aczkolwiek wiek na niewielkim odcinku, ruch ku górze, niezbędny przy pokonywaniu nierówności podłoża. Tempo wędrówki lodu jest zazwyczaj niewielkie i wynosi kilkadziesiąt centymetrów na dobę. Znacznie szybciej poruszają się niektóre lodowce alaskańskie, bo do 2,6 m/dobę, a niektóre strumienie lodowca grenlandzkiego nawet 31 – 38 m/dobę. Na ogół szybciej poruszają się lodowce leżące w klimacie oceanicznym, ponieważ szybszy jest tam proces narastania lodu w polu firnowym. Na prędkość przesuwania się lodu wpływa również nachylenie podłoża. Ruch lodu w lodowcu nie jest równoznaczny z przesuwaniem się do przodu czoła lodowca. Czoło przesuwa się do przodu tylko wtedy, kiedy tempo ablacji jest mniejsze od tempa dostawy lodu (transgresja lodowca). Jeżeli dostawa lodu i topnienie (ablacja) równoważą się, czoło pozostaje w spoczynku (stagnacja). Wreszcie gdy ablacja jest szybsza od dostawy lody, czoło wycofuje się (regresja lodowca).

Klasyfikacja lodowców
Podstawowy podział lodowców obejmuje tylko dwie kategorie, tj. lądolody i lodowce górskie. Lądolody, określane także jako lodowce kontynentalne, tworzą olbrzymie, lekko wypukłe czasze lodowe prawie niezależne od rzeźby podłoża. Śnieg gromadzi się i przekształca w lód lodowcowy w centralnej części czaszy lodowej, która stanowi w tym przypadku pole firnowe, zaś podlega ablacji na peryferiach.
Drugą kategorię stanową lodowce górskie o stosunkowo małych rozmiarach, składające się z dwóch podstawowych elementów, tzn. z pola firnowego i jęzora lodowcowego. Pole firnowe stanowi obszar źródłowy (alimentacyjny) lodowca. Jęzor lodowcowy natomiast jest to strumień lodu spływający pod wpływem grawitacji w kierunku obniżeń. Jego długość zależy od nasilenia ablacji (topnienie i sublimacja lodu), tempa ruchu i intensywności „produkcji” lodu w polu firnowym. Czoło jęzora lodowca sięga poniżej linii wieloletniego śniegu. W plejstocenie w Tatrach i w Karkonoszach. Do dziś pozostały po nich tylko charakterystyczne elementy rzeźby.
Dalsza klasyfikacja lodowców górskich opiera się na ich kształcie, proporcjach pola firnowego i jęzora oraz innych kryteriach morfologicznych i pozwala wyodrębnić cztery podstawowe typy. Najprostszą budowę wykazują lodowce typu alpejskiego. Posiadają one jedno pole firmowe i jeden wychodzący niego jęzor. Poza Alpami występują one na Nowej Zelandii, Kaukazie i w Andach. Bardziej złożone są lodowce typu himalajskiego, w których jęzory wychodzące z różnych pól firnowych łączą się, tworząc system podobny do rzeki głównej Wrz z dopływami. Ich występowanie skoncentrowane jest na obszarach górskich Azji (Himalaje, Tien Szan, Pamir, Karakorum). Ostatni z powszechnie wyróżnianych typów stanowi lodowiec piedmontowy albo podgórski. Powstaje on w przypadku, kiedy jęzory wypływające z różnych pól firnowych łączą się u podłoża gór tworząc rozległe pole lodowe, np. lodowce Alaski i Gór Skalistych.
Pośrednią pozycję pomiędzy lądolodami i lodowcami górskimi zajmują czapy i pola lodowe. Mają one kształt wypukłej czaszy pokrywającej wyspy lub obszary wyżynne i górskie. Pokrywy lodowe rozwinięte na wyniesionych płaskowyżach, spływające w różnych kierunkach kilkoma jęzorami lodowymi różnej długości określa się jako typ norweski (albo skandynawski). Różne formy czap i pól lodowych występują na wyspach Arktyki, w Islandii, Skandynawii, Patagonii, Nowej Zelandii.
W osłoniętych od słońca i wiatru miejscach mogą utrzymywać się przez wiele lat śnieżniki, czyli izolowane, nieruchome nagromadzenia śniegu, firnu i lodu. Od lodowców śnieżniki różnią się stabilnością położenia orz zwykle nieukończonym cyklem przemian śniegu w lód lodowcowy.