Formy występowania lodu na Ziemi

Obecnie w formie lodu na kuli ziemskiej znajduje się około 24 mln km3 wody słodkiej, co stanowi 2,1 % wodnych zasobów ziemskich. Lodowce, oraz wieczne śniegi pokrywają 10,5 % powierzchni lądów. Jeśliby stopniały wszystkie lodowce, wówczas poziom mórz podniósłby się o około 70 metrów. 96 % lądowych wód powierzchniowych zgromadzonych jest właśnie w postaci lodu. Nauka o lodowcach i lądolodach to glacjologia.

W nieodległej przeszłości geologicznej (w plejstocenie) lodowce pokrywały niemal połowę Europy, znaczną część Azji i ponad 1/3 powierzchni Ameryki Północnej. W przeszłości ośrodkiem zlodowacenia europejskiego była Skandynawia. Z tego obszaru potężne masy lodowe spływały na tereny północno-wschodniej i środkowej Europy. Ustawicznie niszczone Góry Skandynawskie dostarczały lodowcom ogromnych mas materiału skalnego, który został rozniesiony na powierzchnię aktywności lodowca. Pokrywy lodowe, tworzące lodowce górskie lub lądolody, powstawały w miejscach, gdzie ukształtowanie terenu sprzyjało gromadzeniu się dużych ilości śniegu. Masy lodowe objęły obszar Europy, część Azji oraz Ameryki Północnej, w tym także dużą część obszaru Polski. W górach polskich tworzyły się także lodowce górskie. Zlodowacenia były skutkiem znacznego ochładzania się klimatu. Głównym ośrodkiem tworzenia się lądolodu był obszar Półwyspu skandynawskiego. Stamtąd lądolody przemieszczały się w kierunku południowym. Okresy zlodowacenia nazywane są glacjałami. Pomiędzy nimi występowały okresy, kiedy klimat ocieplał się, czyli interglacjały. W okresie tym wskutek ocieplenia powierzchnia lodowca cofa się lub ustępuje z danego obszaru. Proces ten to deglacjacja.

W górach w miarę wzrostu wysokości bezwzględnej obniża się średnia temperatura powietrza i wzrasta ilość gromadzonego śniegu. Akumuluje się on w postaci pokryw i płatów. Powyżej pewnej wysokości opady śnieżne nie ulegają całkowitemu stopnieniu i śnieg utrzymuje się w tych miejscach przez cały rok. Wysokość tę nazywamy granicą wiecznego śniegu. Powyżej tej linii więcej śniegu gromadzi się, niż topnieje i paruje. Jej wysokość zależy przede wszystkim od temperatury powietrza, ilości opadów śniegu, jak również od ekspozycji i nachylania terenów górskich. Przebieg granicy wiecznego śniegu w zależności od szerokości geograficznej na ziemi zmienia się w miarę oddalania od równika w kierunku biegunów. Linia ta sięga najwyżej w miejscach, gdzie odnotowuje się najwyższe temperatury (których wartość jest zredukowana do poziomu morza) oraz niewielkie opady. W Karpatach granica wiecznego śniegu znajduje się na wysokości 2500 m n.p.m. Ponad tę linię wznoszą się najwyższe szczyty Tatr: Gerlach i Łomnica. Obszary leżące powyżej granicy wiecznego śniegu zajmują zbyt małą powierzchnię, aby mogły tam powstać lodowce. Śnieg nie może utrzymać się na wąskich graniach i na stromych ścianach. Tatry są właśnie przykładem gór w których ukształtowanie powierzchni uniemożliwia tworzenie się lodowców.

Budowa lodowców

W wyższych szerokościach geograficznych wysokość występowania granicy wiecznego śniegu obniża się nawet do poziomu morza. Pokrywa śnieżna zalegająca powyżej tej linii staje się z czasem coraz grubsza. Pod wpływem własnego ciśnienia i zmian temperatury dochodzi tam do przekształcenia się śniegu w lód lodowcowy. Gromadzący się śnieg, pod wpływem panującej temperatury i przy dużej wilgotności powietrza oraz ciśnienia nadległych warstw, może przekształcić się w firn. Jest to forma powstała przez nagromadzenie luźnych, drobnych ziaren lodu wielkości około 1 mm. Zawiera on około 50 % powietrza. Firn stanowi przejściową formę pomiędzy lodem, a śniegiem i lodem firnowym. Powstaje on w wyniku przeobrażenia luźnych kryształów śniegu w ziarna lodu Proces ten zachodzi podczas wielokrotnego topnienia, a następnie zamarzania śniegu. Kolejne przekształcenia śniegu prowadzą do powstania lodu firnowego, którego ziarna lodowe są większe i spojone tzw. cementem lodowym, który 20- 30 % powietrza. Lód lodowcowy natomiast złożony jest z ziaren o rozmiarach 10- 50 mm. Jest on wynikiem przemian pod wpływem nagromadzania się kolejnych warstw śniegu. Świeży śnieg charakteryzuje się niewielką gęstością. Aby powstał z niego lód lodowcowy śnieg musi ulec podtopieniu i natychmiastowemu ponownemu zamrożeniu. Jest on pozbawiony cementu lodowego, który przekształcił się w ziarna. Lód lodowcowy jest bardzo twardy i zbity. Może zawierać maksymalnie 20 % powietrza. Szacuje się, że z warstwy śniegu o miąższości 15 m powstaje warstwa lodu o miąższości 1 mm. Aby mógł powstać lód lodowcowy konieczna jest pokrywa śniegowa o grubości powyżej 30 metrów. Miejsce, w którym gromadzi się śnieg, który przekształca się nieraz w lód lodowcowy to pole firnowe. Pole firnowe ma zwykle kształt rozległej misy, położonej w górnej części doliny górskiej, bądź też zajmuje wysoko wzniesiony płaskowyż górski. Jest to obszar powstawania lodowca. W obrębie pól firnowych zachodzi zwykle stopniowy proces przegłębiania dna, w efekcie którego, po ustąpieniu lodowca mogą tworzyć się kotły lodowcowe. Ciężar pola firnowego wywołuje ruch lodu. Z pola firnowego lód przemieszcza się w jednym kierunku, przybierając formę jęzora lodowcowego, lub też rozprzestrzenia się we wszystkich kierunkach tworząc czaszę lodowca. Jęzor lodowca jest to fragment lodowca spływający pod wpływem grawitacji w kierunku obniżeń. Dzieje się tak ponieważ w wyniku stale przybywającego śniegu lodowiec jest coraz cięższy. Często jęzor lodowca przemieszcza się na obszary położone poniżej granicy wiecznego śniegu. Jęzor lodowcowy zakończony jest czołem lodowca, który stanowi najniżej położoną krawędź lodowca, prostopadłą do jego toru ruchu. W miejscu tym ilość przybywającego lodu, oraz lodu topniejącego jest zrównoważona. Wody topniejącego lodowca spływają po nim licznymi strugami, lub też krążą w jego wnętrzu. Wody pochodzące z topniejącego lodowca (fluwioglacjalne) wypływają w miejscu zwanym bramą lodowca. Jest to duży otwór znajdujący się w czole lodowca. Ruch lodowca może następować w różny sposób: lodowiec może ześlizgiwać się po nachylonym podłożu. Może także zachodzić tzw. płynięcie plastyczne. Polega ono na przemieszczaniu się poszczególnych cząstek lodu w wyniku pewnego ciśnienia. Lód pod wpływem ciśnienia zachowuje się jak ciało plastyczne. Prędkość poruszania się lodowców jest różna. Kiedy lód wypełnia dolinę górską wówczas jego prędkość przy dnie, oraz przy zboczach doliny jest mniejsza, niż w jego środkowej części, ponieważ lód przy podłożu musi przezwyciężać pewną siłę tarcia, oraz pokonywać nierówności podłoża. Prędkość poruszania się lodowca uzależniona jest od ilości lodu nagromadzonego w polu firnowym. Z największą prędkością przemieszczają się jęzory z wielkich czasz lodowych Grenlandii, czy Antarktydy. Lodowiec Grenlandzki porusza się z prędkością 10 metrów rocznie. Lodowce alpejskie przemieszczają się z prędkością ok. 30 cm rocznie. Czasem prędkość lodowców wynosi nawet 100 metrów na dobę (niektóre lodowce w górach Pamiru). Okres szybkiego ruchu lodowca jest jednak krótki.  Lód w lodowcu porusza się do przodu, a jego czoło może przesuwać się do przodu, stać w miejscy, bądź też cofać się. Proces przemiany lodu w wodę, bądź parę wodną nazywa się ablacją lodowca, czyli jego topnieniem. Ablacja lodowca zachodzi najintensywniej poniżej granicy wiecznych śniegów. Lód topi się nie tylko na powierzchni lodowca, ale także przy jego dnie na skutek ciśnienia lodu. Kiedy topnienie lodowca jest większe, niż jego zasilanie, wtedy mówimy o recesji lodowca, czyli o jego wycofywaniu się.  Jeżeli zasilanie lodowca przeważa topnienie i czoło lodowca przesuwa się ku przodowi, wówczas następuje transgresja lodowca. Współczesne masy lodowcowe ze względu na ich kształt i wielkość można podzielić na: lądolody, lodowce górskie, oraz czapy lodowe.

Lądolody

Lądolody (nazywane także lodowcami kontynentalnymi) to potężne, wypukłe  pokrywy lodowe, które poruszają się szerokim frontem we wszystkich kierunkach. Występują one na Antarktydzie i w Grenlandii. Średnia ich grubość przekracza 200 m, największa natomiast wynosi 4744 m. Lądolód antarktyczny zajmuje obszar ok. 13,5 mln km2, a grubość jego pokrywy przekracza 4000 m. Lądolód grenlandzki jest znacznie mniejszy. Zajmuje on powierzchnię ok. l ,7 mln km2, a średnia jego grubość przekracza 2000 m. Ruch lodu w lądolodach odbywa się w kierunku ich brzegów. Średnia prędkość spływu mas lodowych z kontynentu antarktycznego wynosi około 200 m/rok. Są miejsca, gdzie ruch ten jest bardzo wolny, ale są też takie, w których lód przesuwa się z prędkością 2000 m/rok. Lądolody pokrywają także wielkie masywy górskie. Niektóre szczyty wystają jednak ponad powierzchnię lądolodu. Tworzą one skaliste wzniesienia nazywane nunatakami. Po dotarciu lodu do płytkiego morza powstają lodowce szelfowe. Są to rozległe płyty lodowe pływające po powierzchni morza. Powierzchnia lodowca szelfowego jest niemal zupełnie płaska i zakończona przeważnie lodowym klifem, stanowiącym czoło lodowca, od którego oddzielają się góry lodowe. Największy lodowiec szelfowy na Ziemi to Lodowiec Rossa, znajdujący się na Morzu Rossa koło Antarktydy. Lodowiec ten  odznacza się długością 909 km i posiada wysokość 35- 50 m ponad powierzchnią wody.  Z lodowców szelfowych odrywają się ogromne bryły lodu. Zjawisko to nosi nazwę cielenia się lodowca. Góry lodowe oddzielają się głównie od lodowców Grenlandii, Spitsbergenu, oraz Antarktydy. W momencie oderwania się mogą mięć one ogromne rozmiary. Wokół Antarktydy długość gór lodowych dochodzi nawet do 100 km. Góry lodowe  stanowią poważne zagrożenie dla żeglarzy, ponieważ są one znoszone przez prądy morskie w kierunku niższych szerokości geograficznych. W czasie mgły stanowią one szczególne niebezpieczeństwo. Największa katastrofa spowodowana zderzeniem statku z górą lodową miała miejsce w 1912 roku, kiedy to zatonął statek pasażerski Titanic. Zagrożenie katastrofą wywołaną zderzeniem statku z bryłą lodową potęguje fakt, iż nad powierzchnią wody znajduje się zaledwie 1/7 całej góry, pozostała część  jest zanurzona a więc i niewidoczna. Od połowy XX wieku góry lodowe wykrywane są za pomocą radarów.

W niektórych okresach geologicznych zasięg lądolodu był znacznie większy. Na Islandii spotyka się lodowce szczątkowe, stanowiące dawnego lądolodu. Ich długość dochodzi do kilku kilometrów. Na wodach szerokości okołobiegunowych występuje pokrywa lodowa, która nazywana jest pakiem lodowym. Tworzy on płaskie pola lodowe o grubości ok. 2-4 m. Pak lodowy często rozdzielony jest szczelinami z wodą lub wałami spiętrzonych brył lodu. Na obszarach odznaczających się średnioroczną temperaturą poniżej 0°C pod powierzchnią ziemi występuje wieloletnia zmarzlina. Jest to trwale zamarznięta warstwa gleby i skał wraz z wodami podziemnymi. Wieloletnia zmarzlina może sięgać kilkaset metrów. Na niektórych obszarach wieloletnia zmarzlina w warstwie przypowierzchniowej do 5 m odmarza latem, co jest przyczyną zapadania się stojących n obszarze jej zasięgu budynków.

Lodowce górskie

Lodowce górskie występują we wszystkich strefach klimatycznych. W ich budowie wyróżnia się: pole firnowe, które położone jest zawsze powyżej granicy wiecznego śniegu, a więc w strefie zasilania, oraz jęzor lodowcowy. Z pola firnowego może wysuwać się jeden, lub więcej jęzorów lodowcowych. W zależności od ukształtowania powierzchni terenu oraz ilości opadów śniegu, lodowce przybierają różne formy. Lodowiec górski, który posiada tylko jeden jęzor lodowcowy nosi nazwę lodowca alpejskiego. Lodowce alpejskie najczęściej mają rozłożyste, wklęsłe pole firnowe. Lodowce alpejskie występują w Alpach, w Himalajach, Andach, czy na Kaukazie. Kiedy kilka jęzorów lodowcowych zejdzie dolinami górskimi na przedpole lodowca, wtedy mogą one połączyć się między sobą i utworzyć lodowiec piedmontowy, który stanowi typ pośredni między lodowcem górskim a lądolodem. Lodowce piedmontowy występują np. na Alasce. W Skandynawii na płaskich grzbietach górskich powstały lodowce przybierające postać czapy z krótkimi jęzorami. Lodowce te pokrywają szczytowe partie gór, z których schodzą jęzory lodowcowe schodzą w kierunku dolin. Ten typ lodowca nosi nazwę lodowca norweskiego (fieldowego). Fieldy są to płaszczyzny zajmujące duże powierzchnie w górach słabo rozczłonkowanych, charakterystyczne dla gór Norwegii. Lodowce typu norweskiego występują także w Górach Skalistych, czy na Nowej Ziemi. Pośród lodowców górskich najmniejsze są lodowce cyrkowe, które występują na zboczach wysoko położonych dolin górskich. Lodowce te nie mogą wypłynąć z obszarów swoich pól firnowych. Tego typu lodowce można spotkać w Pirenejach, czy na Spitsbergenie.  Najdłuższy lodowiec w Alpach to lodowiec Aletsch, który ma 26 km długości i osiąga 800 m grubości. Lodowce Himalajów osiągają 20-30 km długości, natomiast w Pamirze Lodowiec Fedczenki ma 71 km i 1000 m miąższości. Najdłuższe lodowce występują na Alasce. Niektóre z nich mają nawet 180 km długości (Lodowiec Beringa).