Более

10.2: Типы ледников - Науки о Земле


Есть два основных типа ледников - альпийские ледники и ледниковые щиты. Альпийские ледники образуются в горных районах либо на больших высотах, либо около прохладных и влажных прибрежных районов, таких как Олимпийский полуостров в Вашингтоне. Распространенный тип альпийского ледника - это долинный ледник который ограничен длинной узкой долиной, расположенной в горных районах, особенно в более высоких широтах (ближе к северному или южному полюсу). Большинство альпийских ледников расположены в основных горных хребтах мира, таких как Анды, Скалистые горы, Альпы и Гималаи.

Другой крупный тип ледников - это кусочки льда (также называется континентальные ледники). Это толстые скопления льда, занимающие большую географическую территорию. Основные ледовые щиты на Земле сегодня расположены в Гренландии и Антарктиде. Гренландский ледяной щит имеет обширную площадь поверхности и толщину до 3300 метров (10 800 футов или двух миль), а его объем оценивается примерно в 3 миллиона кубических километров (~ 102 миллиарда кубических футов) [1].

Антарктический ледяной щит намного больше и покрывает почти весь континент. Самые толстые части этого массивного ледяного щита имеют толщину более 4000 метров (> 13000 футов или 2,5 миль), и его вес понижает антарктическую коренную породу до уровня ниже уровня моря во многих местах подо льдом [2]. На антарктическом ледовом щите содержится больше всего льда, как показано на рисунке ниже, где сравниваются поперечные сечения обоих ледяных щитов.

Бывшие ледяные щиты, присутствовавшие во время последнего максимума ледникового покрова (также известного как последний ледниковый период) в Северной Америке, называются Лаврентидным ледниковым щитом.

Использованная литература

1. Бамбер, Дж. Л., Лейберри, Р. Л. и Гогинени, С. П. Новый набор данных о толщине льда и дне ледникового щита Гренландии: 1. Измерения, обработка данных и ошибки. J. Geophys. Res. 106, 33773–33780 (2001).

2. Lythe, M. B. & Vaughan, D. G. BEDMAP: Новая толщина льда и подледниковая топографическая модель Антарктиды. Res. 106, 11335–11351 (2001).


Какие два основных типа ледников?

Два основных типа ледников - это континентальные ледники и альпийские ледники. Континентальные ледники также известны как ледяные щиты, потому что на их форму и течение не оказывают существенного влияния лежащие в основе географические образования. Альпийские ледники образуются на горах и стекают по горным долинам.

Континентальные ледники покрывают обширные территории суши, текущие во всех направлениях из центрального региона. На Земле всего два крупных континентальных ледника, расположенных в Гренландии и Антарктиде. Ледяной щит Гренландии покрывает более 650 000 квадратных миль земли. Антарктический ледяной щит намного больше, он покрывает около 5,4 миллиона квадратных миль земли. Около 98 процентов Антарктиды покрыто ледниковым покровом.

Альпийские ледники стекают по горным долинам под давлением собственного веса и силы тяжести. Предгорный ледник - это тип альпийского ледника, образованный там, где два или более альпийских ледника встречаются в основании системы долин. Когда предгорный ледник стекает с горы в море, его называют ледником приливной воды.

Оба типа ледников образуются в результате медленного накопления и уплотнения снега в плотный ледниковый лед. По мере того, как ледниковый лед течет вниз и наружу, он приближается к подножию ледника, где он теряется в результате испарения, таяния или образования айсбергов. Эта область ледниковой потери известна как зона абляции.


Статус ледников в национальном парке Глейшер

Ледники на территории национального парка Глейшер (ВНП) имеют экологическую ценность как источник холодной талой воды в сухие поздние летние месяцы и эстетическую ценность как одноименная особенность парка. Ученые Геологической службы США изучали эти ледники с конца 1800-х годов, проведя ряд исследований, которые документируют широко распространенные изменения ледников за последнее столетие. Текущие исследования USGS объединяют долгосрочные данные с современными методами, чтобы лучше понять физические процессы в ледниках, воздействие на альпийские экосистемы и связи с климатом. Предоставляя объективный научный мониторинг, анализ и интерпретацию изменений ледников, Геологическая служба США помогает землеустроителям принимать обоснованные управленческие решения на территории национального парка Глейшер.

Расположение названных ледников площадью более 0,1 км 2 в пределах границ Национального парка Глейшер в 1966 году (Источник: USGS. Общественное достояние).

ЧТО ТАКОЕ ЛЕДНИК? Ледник - это тело из снега и льда, которое движется под собственным весом. Движение ледника может быть обнаружено по наличию трещин, трещин, которые образуются во льду по мере движения ледника. Все гЛедники динамичны, меняются в зависимости от температуры и осадков - они растут, когда количество зимнего снега превышает таяние летом, и сокращается, когда таяние опережает накопление нового снега. Большинство ледников в Национальном парке Глейшер представляют собой относительно небольшие цирковые ледники, занимающие альпийские бассейны вдоль континентального водораздела. В ВНП ледяные тела классифицируются как ледники, если их площадь превышает 0,1 км 2 (100 000 м 2) или около 25 акров.

ОТСЛЕЖИВАНИЕ ЛЕДНИКОВ ВО ВРЕМЕНИ: Обширные долинные ледники, вырезавшие величественные вершины ВНП, были частью оледенения, которое закончилось около 12000 лет назад. Небольшие альпийские ледники, которые сегодня цепляются за горные склоны, присутствовали на ландшафте, по крайней мере, 6500 лет назад. Эти ледники существенно выросли во время Малого ледникового периода (LIA), который начался примерно в 1400 году нашей эры и достиг своего максимального размера примерно в 1850 году нашей эры. Их максимальные размеры могут быть восстановлены по оставленным холмам из камня и почвы, известным как морены. Всесторонняя инвентаризация морен, видимых на спутниковых снимках, показала, что на пике малого ледникового периода на границе ВНП было 80 ледников (& gt0,1 км 2). Точно так же всесторонний анализ протяженности современных ледников, задокументированный на спутниковых снимках, показал, что в 2005 г. количество ледников> 0,1 км 2 уменьшилось до 32. Таким образом, примерно за 150 лет между максимумом ледникового периода LIA середины 19 века и С наступлением 21 века количество ледников> 0,1 км 2 в ВНП уменьшилось почти на 60%.

Всеобъемлющая инвентаризация ледников в ландшафте национального парка Глейшер включает названные и безымянные ледники. Тем не менее, изучение только подмножества названных ледников показывает ту же тенденцию потери ледников. Этот временной ряд отступления ледников показывает потерю ледников и сокращение их площади с 1966 года.

Площадь всех ледников в Национальном парке Глейшер уменьшилась, но скорость отступления не одинакова. Исследования местных топографических эффектов показывают, что вариации в геометрии ледника, толщине льда, высоте, затенении, влиянии схода лавины и вкладе снега, нанесенного ветром, вероятно, объясняют уникальную скорость изменения каждого ледника.

Данные инвентаризации ледников USGS для ледников в пределах границ Glacier National Park Data (Источник: USGS. Общественное достояние).

СКОЛЬКО ЛЕДНИКОВ В ВНП?

Геологическая служба США использует аэрофотоснимки и спутниковые снимки для определения границ ледников, расчета площади ледников и отслеживания изменений ледников в районе национального парка Ледник. Этот подход позволяет проводить инвентаризацию, которая отвечает потребностям различных групп заинтересованных сторон, которые заинтересованы в различных подмножествах и критериях ограничения области в зависимости от их направленности, интересов и потребностей. В таблице ниже перечислены ледники по различным группам: именованные, обширные (включая безымянные ледники), & gt 0,1 км 2, & gt 0,01 км 2. Альтернативный порог размером 0,01 км 2 включает очень маленькие ледники в соответствии с Реестром ледников Рэндольфа, глобальной базой данных, которую международные ученые используют для расчета объема льда и моделирования динамики ледников.

Эти отдельные списки ледников служат различным научным целям. Подмножество «названных ледников» и граница площади> 0,1 км 2 остается в соответствии с предыдущими исследованиями Геологической службы США и поддерживает исследование, сфокусированное на этой признанной группе ледников. Комплексная инвентаризация «всех ледников» и меньшее пороговое значение & gt 0,01 км 2 отражает пространственное распределение всех ледников в парке и может использоваться для оценки общего гидрологического вклада воды, хранящейся во льду.

Повторная фотография документирует потерю ледника на леднике Гриннелл (Фото: 1911 г. - TW Stanton (USGS), 2016 - L McKeon (USGS), USGS. Общественное достояние).

Временные ряды границ ледников и оценки изменения площади относительно несложно получить, когда доступны соответствующие аэрофотоснимки или спутниковые снимки. Однако эти показатели документирования изменений ледников ограничены, поскольку отслеживание следов ледников не учитывает истончение или утолщение ледников. Чтобы зафиксировать этот вертикальный размер изменения, требуются данные о высоте. Сопоставление изменения площади ледника с изменением высоты поверхности ледника позволяет оценить потерю объема. Эта информация дает исследователям более гидрологически значимое понимание масштабов потери ледников во всем трехмерном пространстве, а не только по периметру ледника. В текущих исследованиях Геологической службы США используются спутниковые изображения и фотограмметрия для количественной оценки изменения объема ледников в регионе, а не только на отдельных участках ледников.

ЧТО ДЕНЬ ГРЯДУЩИЙ? Прогнозирование будущего ледников требует разработки моделей. Предыдущее геопространственное моделирование USGS прогнозировало преждевременное исчезновение ледников в Национальном парке Глейшер, поскольку эти модели не учитывали существующий объем льда и другие физические факторы, которые контролируют реакцию ледника на потепление. Более поздние исследования, проведенные Программой всемирного наследия, позволили прогнозировать судьбу ледников 21 века на объектах всемирного наследия Организации Объединенных Наций по вопросам образования, науки и культуры (ЮНЕСКО). Это физическое моделирование предсказывает почти полное исчезновение ледников в Национальном парке Глейшер к 2100 году. Анализ USGS показывает, что локализованные факторы, такие как толщина льда, затенение и ветровые эффекты, могут опосредовать точное время исчезновения льда, но небольшой размер ледников в Национальном парке Глейшер обеспечивает небольшой буфер против потепления климата. Это контрастирует с результатами моделирования для более крупных ледников, которые сохраняются после 2100 года в климатических сценариях, где выбросы парниковых газов уменьшаются. Текущие исследования Геологической службы США продолжат мониторинг ледников в Национальном парке Глейшер и других ледниковых экосистем в Северной Америке.

Согласно прогнозам, ледники национального парка Глейшер исчезнут к концу 21 века, независимо от будущих репрезентативных путей концентрации (RCP). В то время как масштабы гибели ледников в более крупном Олимпийском национальном парке варьируются в зависимости от сценария выбросов. Сплошная линия показывает среднее значение 14 моделей глобального климата, а заштрихованная область показывает неопределенность (+/- 1 стандартное отклонение). По оси ординат показан объем льда относительно оценок 2017 года. (Рисунок изменен из Bosson et al. (2019), см. Ссылку (3) ниже).

Продукты USGS

1. Челси Дж. Мартин-Микле и Дэниел Б. Фагре (2019) Расслабление ледников после Малого ледникового периода: последствия для хранения воды в ландшафте Скалистых гор, Арктика, Антарктика и альпийские исследования, 51: 1, 280-289, https://pubs.er.usgs.gov/publication/70208603.

2. Фагре, Д. Б., МакКеон, Л. А., Дик, К. А. и Фонтан, А. Г., 2017, Временные ряды границ ледников (1966, 1998, 2005, 2015) названных ледников национального парка Глейшер, штат Монтана, США: Геологическая служба США. выпуск данных, https://doi.org/10.5066/F7P26WB1.

Продукты, не относящиеся к USGS

3. Босон, Дж. Б., Хус, М., Осипова, Е., 2019 г. Исчезающие ледники всемирного наследия как краеугольный камень сохранения природы в условиях изменяющегося климата. Будущее Земли. 7, 469–479, https://doi.org/10.1029/2018EF001139.

Ссылки по теме:

Ледник Старого Солнца расположен на склоне горы. Меррит в национальном парке Глейшер. (Предоставлено: Джон Скарлок (фотограф и пилот) от имени USGS Northern Rocky Mountain Science Center. Общественное достояние.)


Использованная литература

Гарднер, А.С. и др. Сверенная оценка вклада ледников в повышение уровня моря: 2003–2009 гг. Наука 340, 852–857 (2013).

Радич, В. и др. Региональные и глобальные прогнозы изменений массы ледников в XXI веке в ответ на климатические сценарии, основанные на глобальных климатических моделях. Клим. Dynam. 42, 37–58 (2013).

Hodson, A. et al. Ледниковые экосистемы. Ecol. Monogr. 78, 41–67 (2008).

Анезио, А. М. и Лейборн-Парри, Дж. Ледники и ледяные щиты как биом. Trends Ecol. Evol. 27, 219–225 (2012).

Стибал М., Шабацка М. и Дарски Дж. Биологические процессы на поверхности ледников и ледникового покрова. Природа Геоши. 5, 771–774 (2012).

Hood, E. et al. Ледники как источник древнего и неустойчивого органического вещества в морской среде. Природа 462, 1044–1047 (2009).

Singer, G.A. et al. Биогеохимически разнообразное органическое вещество в альпийских ледниках и его судьба ниже по течению. Природа Геоши. 5, 710–714 (2012).

Bhatia, M. P. et al. Экспорт органического углерода из ледникового покрова Гренландии. Геохим. Космохим. Acta 109, 329–344 (2013).

Бхатиа, М. П., Дас, С. Б., Лонгнекер, К., Шаретт, М. А. и Куявински, Е. Б. Молекулярная характеристика растворенного органического вещества, связанного с ледниковым щитом Гренландии. Геохим. Космохим. Acta 74, 3768–3784 (2010).

Battin, T. J. et al. Биофизический контроль потоков органического углерода в речных сетях. Природа Геоши. 1, 95–100 (2008).

Legrand, M. et al. Основные изменения 20-го века в содержании и химическом составе органического углерода, заархивированного в кернах альпийского льда: последствия для долгосрочного изменения содержания органических аэрозолей в Европе. J. Geophys. Res. Атмос. 118, 3879–3890 (2013).

Legrand, M. et al. Водорастворимый органический углерод в снеге и льду, отложившемся в Альпах, Гренландии и Антарктике: критический обзор имеющихся данных и их значения для атмосферы. Клим. Прошлое Обсудить. 9, 2357–2399 (2013).

Foght, J. et al. Культивируемые бактерии в подледниковых отложениях и льдах двух ледников Южного полушария. Microb. Ecol. 47, 329–340 (2004).

Stibal, M. et al. Метаногенный потенциал арктических и антарктических подледниковых сред с контрастирующими источниками органического углерода. Glob. Сменить Биол. 18, 3332–3345 (2012).

Теллинг, J. et al. Контроль за автохтонной продукцией и дыханием органического вещества в криоконитовых скважинах на высоких ледниках Арктики. J. Geophys. Res. 117, G01017 (2012).

Stibal, M. et al. Содержание и качество органических веществ в надледниковых обломках в зоне абляции ледникового покрова Гренландии. Аня. Glaciol. 51, 1–8 (2010).

Dubnick, A. et al. Характеристика растворенного органического вещества (РОВ) ледниковой среды с использованием общей флуоресцентной спектроскопии и параллельного факторного анализа. Аня. Glaciol. 51, 111–122 (2010).

Блисс А., Хок Р. и Когли Дж. Г. Новый перечень горных ледников и ледяных шапок на периферии Антарктики. Аня. Glaciol. 54, 191–199 (2013).

Приску, Дж. К., Кристнер, Б. К., Форман, К. М. и Ройстон-Бишоп, Г. ин. Энциклопедия четвертичной науки (ред. Элиас, С. и Мок, К.) 1156–1167 (Elsevier, 2007).

Priscu, J.C. & amp; Christner, B.C. in Разнообразие микробов и биоразведка (изд. Bull, S.) Ch. 13, 130–145 (АСМ Пресс, 2004).

Пинг, Си-Л. и другие. Высокие запасы почвенного органического углерода в арктическом регионе Северной Америки. Природа Геоши. 1, 615–619 (2008).

Schuur, E.A.G. et al. Уязвимость углерода вечной мерзлоты к изменению климата: последствия для глобального углеродного цикла. Бионаука 58, 701 (2008).

Стригль, Р. Г., Эйкен, Г. Р., Дорнблазер, М. М., Раймонд, П. А. и Викленд, К. П. Снижение нормированного на сток вывоза DOC рекой Юкон в течение лета-осени. Geophys. Res. Lett. 32, L21413 (2005).

Бамбер, Дж., Ван ден Брок, М., Эттема, Дж., Ленартс, Дж. И Ригно, Э. Недавнее значительное увеличение притока пресной воды из Гренландии в Северную Атлантику. Geophys. Res. Lett. 39, L19501 (2012).

Блисс А., Хок Р. и Радич В. Глобальная реакция ледникового стока на изменение климата в XXI веке. J. Geophys. Res. Прибой Земли. 119, 717–730 (2014).

Rignot, E. et al. Недавняя потеря массы льда в Антарктике в результате радиолокационной интерферометрии и моделирования регионального климата. Природа Геоши. 1, 106–110 (2008).

МГЭИК Изменение климата 2013: основы физических наук (редакторы Stocker, T. F. et al.) (Cambridge Univ. Press, 2013).

Meier, M. F. et al. Ледники преобладают над эвстатическим подъемом уровня моря в 21 веке. Наука 317, 1064–1067 (2007).

Antony, R. et al. Происхождение и источники растворенного органического вещества в снеге на ледниковом покрове Восточной Антарктики. Environ. Sci. Technol. 48, 6151–6159 (2014).

Халлет Б., Хантер Л. и Боген Дж. Скорость эрозии и вынос наносов ледниками: обзор полевых данных и их значение. Glob. Планета. Изменять 12, 213–235 (1996).

Токнер К., Малард Ф., Юлингер У. и Уорд Дж. В. Питательные вещества и органические вещества в ледниковой системе река-пойма (Вал Розег, Швейцария). Лимнол. Oceanogr. 47, 266–277 (2002).

Дай, М., Инь, З., Мэн, Ф., Лю, К. и Цай, В-Дж. Пространственное распределение речного поступления DOC в океан: обновленный глобальный синтез. Curr. Opin. Environ. Поддерживать. 4, 170–178 (2012).

Бойзен, А. Х. У., Деккерс, А. Л. М., Боуман, А. Ф., Людвиг, В. и Харрисон, Дж. Оценка глобального речного переноса наносов и связанных с ними твердых частиц C, N и P. Glob. Биогеохим. Циклы 19, GB4S05 (2005).

Бианки, Т. С. Роль органического углерода, полученного на суше, в прибрежных водах океана: меняющаяся парадигма и эффект прайминга. Proc. Natl Acad. Sci. Соединенные Штаты Америки 108, 19473–19481 (2011).

Ригно, Э., Великогна, И., Ван ден Брук, М. Р., Монаган, А. и Ленертс, Дж. Т. М. Ускорение вклада Гренландского и Антарктического ледяных щитов в повышение уровня моря. Geophys. Res. Lett. 38, L05503 (2011).

Гарднер, А.С. и др. Резко увеличилась потеря массы из-за ледников и ледяных шапок в Канадском Арктическом архипелаге. Природа 473, 357–360 (2011).

Касер Г., Гроссхаузер М. и Марзейон Б. Потенциал вклада ледников в водообеспеченность в различных климатических режимах. Proc. Natl Acad. Sci. Соединенные Штаты Америки 107, 20223–20227 (2010).

Морейра-Терк, П., Сейлер, П., Гайот, Дж. Л. и Этчебер, Х. Экспорт органического углерода из реки Амазонки и ее основных притоков. Hydrol. Процесс. 17, 1329–1344 (2003).

Анезио, А. М., Ходсон, А. Дж., Фриц, А., Псеннер, Р. и Саттлер, Б. Высокая микробная активность на ледниках: важность для глобального углеродного цикла. Glob. Сменить Биол. 15, 955–960 (2009).

Лаванчи, В. М. Х., Геггелер, Х. В., Шоттерер, У., Швиковски, М. и Балтенспергер, У. Исторические данные о концентрациях углеродистых частиц в высокогорном европейском леднике (Колле-Гнифетти, Швейцария). J. Geophys. Res. 104, 21227 (1999).

Стаббинс, А. и др. Антропогенные аэрозоли как источник древнего растворенного органического вещества в ледниках. Природа Геоши. 5, 198–201 (2012).

Койнел, А., Сейлер, П., Этчебер, Х., Мейбек, М. и Орандж, Д. Пространственная и сезонная динамика общего количества взвешенных наносов и органических углеродных видов в реке Конго. Glob. Биогеохим. Циклы 19, GB4019 (2005).

Bardgett, R.D. et al. Гетеротрофные микробные сообщества используют древний углерод после отступления ледников. Биол. Lett. 3, 487–490 (2007).

Hågvar, S. & amp; Ohlson, M. Древний углерод из тающего ледника дает высокий возраст 14 ° C у живых беспозвоночных-пионеров. Sci. Rep. 3, 2820 (2013).

Fellman, J. B. et al. Влияние ледникового стока на биоразлагаемость и биохимический состав терригенного растворенного органического вещества в прибрежных морских экосистемах. Mar. Chem. 121, 112–122 (2010).

Радич В. и Хок Р. Региональные и глобальные объемы ледников, полученные в результате статистического апскейлинга данных инвентаризации ледников. J. Geophys. Res. 115, F01010 (2010).

Хайбрехтс, П. Изменения уровня моря в LGM на основе ледовых реконструкций ледяных щитов Гренландии и Антарктики во время ледниковых циклов. Quat. Sci. Ред. 21, 203–231 (2002).

Пфеффер, У. Т., Харпер, Дж. Т. и О'Нил, С. Кинематические ограничения на вклад ледников в повышение уровня моря в 21 веке. Наука 321, 1340–1343 (2008).

Радич В. и Хок Р. Ледники в гидрологическом цикле Земли: оценки ледниковой массы и изменений стока в глобальном и региональном масштабах. Surv. Geophys. 46, 813–837 (2014).

О'Нил, С., Худ, Э., Арендт, А. и Сасс, Л. Оценка чувствительности речного стока к изменениям баланса массы ледников. Изменение климата 123, 329–341 (2014).


Особенности ледника

Верхняя часть ледника Каутц и вершина горы Рейнир.

Ледник - это масса льда, достаточно большая и достаточно тяжелая, чтобы течь, как очень густая жидкость. Ледники образуются везде, где накапливается больше снега, чем теряется ежегодно. По мере того, как накапливается новый снег, он зарывает и сжимает старый снег. Под тяжестью лежащего сверху снега старый снег превращается из пушистой массы кристаллов льда в плотный твердый лед. Этот процесс происходит в верхней части ледника, на больших высотах, где накапливается больше снега, чем теряется ежегодно. Это называется зона накопления, и обычно покрывается снегом круглый год. Ледник находится в постоянном движении, поскольку лед в зоне скопления стекает на более низкие высоты, в то, что называется зона абляции. Зона абляции - это нижняя часть ледника, где снега теряется больше, чем накапливается. В конце лета, когда сезонный снег тает вдали от окружающих стен долин, обнажается голый лед зоны абляции.

Все ледники имеют зоны аккумуляции и абляции. Граница между этими двумя зонами, линия равновесия, это переход, при котором накопление равно абляции (одинаковое количество снега накапливается по мере таяния каждый год).

Зона накопления состоит из трех основных слоев. Верхний слой - снег. Средний слой - это Фирн, переходная форма между снегом и твердым льдом внизу. Нижний слой - лед. По мере того, как ледник спускается вниз, верхний слой снега течет быстрее, чем нижний слой льда, который измельчает и царапает скалистую поверхность горы.

Некоторые ключевые особенности ледника на примере ледника Эммонс.

Анатомия ледника

В синий контур отмечает края ледника Эммонс, расположенного на восточных склонах горы Рейнир и просматриваемого со смотровой площадки Эммонс Виста на восходе солнца. Буквы, отмеченные на фотографии, обозначают различные особенности ледника.

А) Трещины представляют собой трещины и разломы во льду ледника, образовавшиеся при неравномерном движении льда по склонам горы Рейнир. Круг вокруг «А» показывает увеличенное изображение небольшой части трещин на леднике Эммонс.

Б) Каменный мусор покрывает нижнюю часть ледника Эммонс. Большая часть этого камня образовалась в результате крупного обвала в 1960-х годах. Слой горных пород помогает изолировать ледник от таяния и, как полагают, способствовал продвижению ледника Эммонс в течение некоторого времени после камнепада.

C) Конечная остановка, или конец ледника.

Г) Вода от тающего ледникового льда покидая конечную точку ледника. Талая вода с ледника Эммонс является источником Белой реки. Ручьи, вытекающие из ледников, покрыты тонкими наносами, называемыми ледяная мука, образованный ледником, растирающим свое скалистое дно. Ледяная мука придает воде молочный цвет.

E) Outwash Plain, заполненный осадками, камнями и другим мусором, оставленным позади отступающего ледника. Засушливые равнины также формируются потоками ледниковой талой воды, образуя плетеные русла рек через процесс, называемый аградацией.

F) Конечная морена, большое гребневидное образование из скалистых обломков, оставленное окончанием ледника, когда он отступает. Конечные морены, подобные указанной здесь, отмечают места в долине, до которых в прошлом простирался ледник.

Ж) Ледниковые пруды может образоваться, если ледниковый лед, отколовшийся от главного ледника, тает и вода захватывается мореной. Конечные морены также могут запрудить долину, вызывая скопление талой воды.

H) Боковые морены представляют собой гряды обломков, образующиеся по краям ледника, а не на его окончании. Указанные здесь большие крутые боковые морены возле ледника Эммонс были оставлены гораздо более крупными ледниками ледникового периода, которые существовали до ледника Эммонс.

Ледник Интер, небольшой ледник-цирк между ледниками Эммонс и Уинтроп.

Типы ледников

Большинство ледников на горе Рейнир известны как долинные ледники. Эти ледники приурочены к долине. Три хороших примера ледников этого типа - ледники Нисквалли, Карбон и Эммонс. Самые маленькие ледники на горе Рейнир: цирковые ледники. Эти небольшие ледники занимают чашевидный бассейн в начале горной долины. Цирковые ледники обычно являются остатками гораздо более крупных долинных ледников. Примеры ледников этого типа - ледники Южная Тахома и Интер.

Другой тип ледников, называемый континентальный ледник, представляет собой большой ледяной покров, покрывающий тысячи квадратных километров. Хотя сегодня в районе горы Рейнир нет континентальных ледников, 15000 лет назад большая часть Пьюджет-Саунд к западу от горы Рейнир была покрыта континентальным ледником глубиной более 3300 футов (1000 м). По крайней мере, один из нынешних ледников на горе Рейнир мог быть притоком этого ледникового покрова.

Скальные образования Roche moutannée, оставленные прошлой ледниковой активностью, можно увидеть вдоль кольцевой тропы Box Canyon Loop Trail.

Дополнительные особенности ледника

А Roche Moutannée, или «овечья скала», представляет собой вытянутую, вымытую ледниками скалу или холм с характерной формой, которая предположительно напоминает спину пасущейся овцы. Горная порода имеет крутой, неровный край, образованный выщипывание ледников и низкий угол, полированная и бороздчатая сторона, созданная ледниковая абразия. По мере того, как ледники текут вниз, они срывают камни с поверхности под ледником, либо замерзая на них, либо отламывая их от уступов. Ощипанные камни волочатся движущимся льдом по оставшейся на месте скале. Покрытый камнями лед действует как наждачная бумага, шлифуя скалу. Roche moutannées можно увидеть вокруг горы Рейнир под ледником Парадайз или по тропе возле каньона Бокс.

Penitentes (слева) и солнечные ванны (справа) на большой высоте на горе Рейнир.

PenitentesНа фото слева - один из типов снежных образований, которые могут образовываться на ледниках горы Рейнир. Пенитентес - это снежные вершины, которые могут достигать нескольких метров в высоту. Они появляются на вершине горы, как правило, в летние месяцы. Летом на больших высотах воздух остается холодным и сухим, но здесь много яркого солнечного света. Сильное пребывание на солнце заставляет кристаллы снега превращаться непосредственно в водяной пар без предварительного таяния. Этот процесс называется сублимацией. Поскольку поверхность снега образует углубления, изогнутая форма отражает и концентрирует солнечный свет, ускоряя процесс сублимации и в конечном итоге формируя лес снежных шипов.

Чашки для загара, изображенные справа, представляют собой неглубокие «чаши», похожие на впадины на поверхности снега, которые также образуются под воздействием сильного солнечного света. Чаши для загара можно создавать с помощью сублимации, но они также могут образовываться из-за таяния. Обычно они меньше пенитентес и могут встречаться на более низких высотах.

Альпинист рядом с высоким бергшрундом у вершины горы Рейнир

А Bergschrund представляет собой большую, часто глубокую трещину, которая образуется в верхней части ледника. Иногда бергшрунд образуется между нижней частью активного ледника и верхней частью, которая перестала течь и превратилась в застойный лед или снег. На горе Рейнир также есть бергшрунды, где ледники отрываются от вершины, как показано на фото.

Альпинист обходит часть ледника, разбитого сераками.

Серакс представляют собой большие блоки или столбы ледникового льда, образующиеся при пересечении трещин. Большие ледяные вершины могут неожиданно обрушиться, что в сочетании с пересеченной поверхностью делает сераки очень опасными для альпинистов.

В нижней части объединенных ледников Коулица-Ингрэма есть полосы темного льда, которые называются огивами. Три темных полосы выделены красным.

Ogives представляют собой чередующиеся полосы светлого и темного льда на леднике. Когда ледник течет по горному хребту или другому объекту, вызывающему ледопад, поверхность ледника трескается и образует трещины. Стенки трещин собирают пыль и грязь при обнажении (обычно летом), делая лед более темным. Каждая более темная гряда льда соответствует году роста ледника. Огивы редки на горе Рейнир, но их можно увидеть в объединенной нижней части ледников Коулиц и Ингрэхэм.


10.2: Типы ледников - Науки о Земле

Ледники - это массы льда, образовавшиеся на суше в результате уплотнения и перекристаллизации снега. По мере того, как снег засыпается повторяющимися снегопадами, снежинки превращаются в зернистый снег, затем в фирн и, наконец, в ледяной лед в процессе, называемом таянием под давлением. Пористость снижается с примерно 90 процентов для свежевыпавшего снега до почти 0 процентов для льда, причем преобразование происходит в пределах 30 метров от поверхности.

Ледники увеличиваются, когда накопление превышает потери во время летнего таяния. На них также влияют крутизна и высота рельефа. например, крутая гора, даже если выше линии снега, не будет ледника, поскольку снег не может прилипать и накапливаться. В горах на низких высотах также не будет ледников.

Терминология ледников (спасибо Геологической службе США)

Есть два основных типа ледников:
Континентальный: Ледниковые щиты представляют собой куполообразные ледники, которые отходят от центрального региона и в значительной степени не подвержены влиянию подстилающей топографии (например, ледяных щитов Гренландии и Антарктики).
Альпийский или долинный: ледники в горах, стекающие по долинам. Когда два ледника встречаются и сливаются у подножия гор, новый ледник называется предгорным ледником. Если предгорный ледник впадает в море, его называют приливным ледником.
1) Цирковый ледник - ледник, ограниченный долиной, образует цирк (полукруглый бассейн в истоке долины, образованный выщипыванием коренной породы ледником, спускающимся с холма).
2) долинный ледник - форма в долине.
3) ледяные шапки - покрывают горные вершины.

Строение ледников

Область у вершины ледника, где снег превращается в фирн, а затем лед, называется зона накопления. Район у подножия ледника называется зона абляции здесь лед теряется в результате таяния, испарения или отела (с образованием айсбергов). Зона накопления отделена от зоны абляции. линия равновесия. Линия равновесия расположена на высота линии равновесия (ELA).

Вблизи вершины ледника лед может треснуть из-за напряжений, связанных с потоком. Эти трещины называются трещинами. В нижней части ледника лед течет как жидкость, эта область называется зоной пластического течения. У самого основания ледника лед скользит по поверхности (процесс, называемый базальным скольжением). Типичная скорость потока для ледников составляет от нескольких мм до пары метров в день. Однако иногда в это время случаются ледниковые нагоны, ледники могут перемещаться на 6 км / год. Многие трещины образуются во время ледниковых волн.

Истирание: шлифовка поверхности
Ледяная мука: илистый порошок, который образуется, когда ледники измельчают камни и гальку под ними.
Ледниковые полосы: бороздки и бороздки, образованные обломками горных пород.
Выщипывание: вода замерзает и раскалывает скалы, и эти обломки скал уносятся ледниковым льдом.
Roche moutonn & eacutee: волнистая структура, образованная комбинированным истиранием и ощипыванием, асимметричная (крутая сторона - вниз по течению).
Whaleback: похож на roche moutonn & eacutee, но в большем масштабе.

Ледники и горные пейзажи

Ар & экиркте: острые гребни между ледниковыми долинами
Цирк: изогнутые впадины, образованные в верховьях ледниковых долин (кары - это озера в цирках).
Кол: невысокий водораздел между двумя цирками, образованный ледниковой эрозией арки.
Фьорды: ледниковые ложбины, заполненные океанской водой.
Ледниковые ложбины: П-образные ледниковые долины.
Висячая долина: долина, образованная боковыми ледниками, входящими в главный ледник долины. После отступления или таяния дно висячей долины будет выше основной долины (например, водопад Йосемити).
Рог: скала, окруженная цирками.
Озера Патеростер: цепь небольших ледниковых озер в долине.
Тарн: цирковое озеро.

Особенности осадконакопления (дрейф)

Драмлин: округлый холм, обычно состоящий из тилла длиной 2 км и высотой 300 м.
Эскер: русло ручья образовалось из ручьев ниже тающего ледника
Ледниковый неустойчивый: валун, отложенный тающим льдом.
Наземная морена: «одеяло» тилла, оставленное тающим ледником.
Пруд с котелком: впадина, образовавшаяся после таяния изолированной глыбы льда.
Боковая морена: тил, собранный по берегам долины каменными обвалами и оторванный от стен долины.
Средняя морена: образована слиянием боковых морен при встрече двух ледников.
Морена: особенности из тилла
Равнина Outwash: регион перед тающим ледником, как правило, имеет заплетенные ручьи.
Конечная морена: отложена в самой дальней точке ледникового наступления.
Тилль: несортированные отложения, отложенные непосредственно ледниками.

The epoch named the Pleistocene is characterized by widespread glacial advance and retreat. The most recent epoch, the Holocene, is the time period since the last major glaciation.

Glaciers depress the surface because of their weight. Once they melt, the ground rebounds, in a process called postglacial rebound. The rate of rebound can be used to determine the viscosity of the mantle. The present rate of rebound is as high as 1 cm/year near Hudson's Bay in Canada.

During ice ages, the cooler climate immediately surrounding the ice sheet or cap produces cool, rainy weather (like Oregon's) that resulted in more precipitation and less evaporation and the formation of pluvial lakes. Some of these lake basins are seen in the western United States - Lake Bonneville and Lahotan (near the current Great Salt Lake).

More water was also locked into the ice sheets lowering the sea level by

130 meters. The lower sea level produced several land bridges that have since been submerged by the rising sea level (e.g., Bering land bridge and English Channel land bridge).

The advancing, and retreating, glaciers also forced flora and fauna to migrate south and north. This forced competition then relaxed it and opened new areas for some communities.

Causes for Glaciation

For glaciation to happen in the first place, we must have sizable land masses near the poles and those land masses must have high elevations.

The land masses get there via plate tectonics.

Once the land masses are situated correctly for glaciers to form, the average temperature must decrease so they do form. This is where the orbit of the earth and it's variations take over.

1930 Milutin Milankovitch proposed that variations in three parameters of the earth's orbit caused glacial fluctuations:


All About Glaciers

Glacial ice can range in age from several hundred to several hundreds of thousands years, making it valuable for climate research. To see a long-term climate record, scientists can drill and extract ice cores from glaciers and ice sheets. Ice cores have been taken from around the world, including Peru, Canada, Greenland, Antarctica, Europe, and Asia. These cores are continuous records providing scientists with year-by-year information about past climate. Scientists analyze various components of cores, particularly trapped air bubbles, which reveal past atmospheric composition, temperature variations, and types of vegetation. Glaciers preserve bits of atmosphere from thousands of years ago in these tiny air bubbles, or, deeper within the core, trapped within the ice itself. This is one way scientists know that there have been several Ice Ages. Past eras can be reconstructed, showing how and why climate changed, and how it might change in the future.

This false-color satellite image shows the Gangotri Glacier, situated in the Uttarkashi District of Garhwal Himalaya. Currently 30.2 kilometers (19 miles) long and between 0.5 and 2.5 kilometers (0.31 to 1.5 miles) wide, Gangotri glacier is one of the largest in the Himalaya. Gangotri has been receding since 1780, although studies show its retreat quickened after 1971. Note that the blue contour lines drawn here to show the recession of the glacier's terminus over time are approximate. Over the last 25 years, Gangotri glacier has retreated more than 850 meters (930 yards), with a recession of 76 meters (83 yards) from 1996 to 1999 alone. —Credit: NASA, based on data provided by the ASTER Science Team. Glacier retreat boundaries courtesy the Land Processes Distributed Active Archive Center.

Scientists are also finding that glaciers reveal clues about global warming. How much does our atmosphere naturally warm up between Ice Ages? How does human activity affect climate? Because glaciers are so sensitive to temperature fluctuations accompanying climate change, direct glacier observation may help answer these questions. Since the early twentieth century, with few exceptions, glaciers around the world have been retreating at unprecedented rates. Some scientists attribute this massive glacial retreat to the Industrial Revolution, which began around 1760. In fact, several ice caps, glaciers and ice shelves have disappeared altogether in this century. Many more are retreating so rapidly that they may vanish within a matter of decades.

Scientists are discovering that production of electricity using coal and petroleum, and other uses of fossil fuels in transportation and industry, affects our environment in ways we did not understand before. Within the past 200 years or so, human activity has increased the amount of carbon dioxide in the atmosphere by 40 percent, and other gases, such as methane (natural gas) by a factor of 2 to 3 or more. These gases absorb heat being radiated from the surface of the earth, and by absorbing this heat the atmosphere slowly warms up. Heat-trapping gases, sometimes called “greenhouse gases,” are the cause of most of the climate warming and glacier retreat in the past 50 years. However, related causes, such as increased dust and soot from grazing, farming, and burning of fossil fuels and forests, are also causing glacier retreat. In fact, it is likely that the earliest parts of the recent glacier retreats in Europe were caused by soot from coal burning in the late 1800s.

As dramatic as the retreat of one glacier may be, scientists learn the most about global climate by studying many glaciers. The World Glacier Monitoring Service (WGMS) tracks changes in more than 100 alpine glaciers worldwide. Forty-two of those glaciers qualify as climate reference glaciers because their records span more than 30 years.

The WGMS reports glacier mass balance changes in millimeters of water equivalence. (There are 25.4 millimeters in an inch.) If all the lost or gained glacial ice were converted to water and spread evenly over glacier surface area, the depth of that water layer is the water equivalence. In State of the Climate in 2018, the American Meteorological Society reported that mean annual glacier mass balance was -921 millimeters for the 42 reference glaciers, and -951 millimeters for all glaciers monitored in 2017.

This graph shows mass balance of the WGMS 37 reference glaciers each year since 1968 (red bars), along with the total mass loss over time (black line).. —Credit: State of the Climate in 2018. Bull. Amer. Meteor. Soc

Chapter 16 Summary

The topics covered in this chapter can be summarized as follows:

16.1 Glacial Periods in Earth’s History There have been many glaciations in Earth’s distant past, the oldest known starting around 2,400 Ma. The late Proterozoic “Snowball Earth” glaciations were thought to be sufficiently intense to affect the entire planet. The current glacial period is known as the Pleistocene Glaciation, and while it was much more intense 20,000 years ago than it is now, we are still in the middle of it. The periodicity of the Pleistocene glaciations is related to subtle changes in Earth’s orbital characteristics, which are exaggerated by a variety of positive feedback processes.
16.2 How Glaciers Work The two main types of glaciers are continental glaciers, which cover large parts of continents, and alpine glaciers, which occupy mountainous regions. Ice accumulates at higher elevations — above the equilibrium line — where the snow that falls in winter does not all melt in summer. In continental glaciers, ice flows outward from where it is thickest. In alpine glaciers, ice flows downslope. At depth in the glacier ice, flow is by internal deformation, but glaciers that have liquid water at their base can also flow by basal sliding. Crevasses form in the rigid surface ice in places where the lower plastic ice is changing shape.
16.3 Glacial Erosion Glaciers are important agents of erosion. Continental glaciers tend to erode the land surface into flat plains, while alpine glaciers create a wide variety of different forms. The key feature of alpine glacial erosion is the U-shaped valley. Arêtes are sharp ridges that form between two valleys, and horns form where a mountain is glacially eroded on at least three sides. Because tributary glaciers do not erode as deeply as main-valley glaciers, hanging valleys exist where the two meet. On a smaller scale, both types of glaciers form drumlins, roches moutonées, and glacial grooves or striae.
16.4 Glacial Deposition Glacial deposits are quite varied, as materials are transported and deposited in a variety of different ways in a glacial environment. Sediments that are moved and deposited directly by ice are known as till. Glaciofluvial sediments are deposited by glacial streams, either forming eskers or large proglacial plains known as sandurs. Glaciolacustrine and glaciomarine sediments originate within glaciers and are deposited in lakes and the ocean respectively.

1. Why are the Cryogenian glaciations called Snowball Earth?2. Earth cooled dramatically from the end of the Paleocene until the Holocene. Describe some of the geological events that contributed to that cooling.

3. When and where was the first glaciation of the Cenozoic?

4. Describe the extent of the Laurentide Ice Sheet during the height of the last Pleistocene glacial period.

5. In an alpine glacier, the ice flows down the slope of the underlying valley. Continental glaciers do not have a sloped surface to flow down. What feature of a continental glacier facilitates its flow?

6. What does the equilibrium line represent in a glacier? Объяснять.

7. Which of the following is more important to the growth of a glacier: very cold winters or relatively cool summers? Объяснять.

8. Describe the relative rates of ice flow within the following parts of a glacier: (a) the bottom versus the top and (b) the edges versus the middle. Объяснять.

9. What condition is necessary for basal sliding to take place?

10. Why do glaciers carve U-shaped valleys, and how does a hanging valley form?

11. A horn is typically surrounded by cirques. What is the minimum number of cirques you would expect to find around a horn?

12. A drumlin and a roche moutonée are both streamlined glacial erosion features. How do they differ in shape?

13. Four examples of glacial sediments are shown here. Describe the important characteristics (e.g., sorting, layering, grain-size range, grain shape, sedimentary structures) of each one and give each a name (choose from glaciofluvial, glaciolacustrine, lodgement till, ablation till, and glaciomarine). [SE photos] />

14. What are drop stones, and under what circumstances are they likely to form?

15. What types of glacial sediments are likely to be sufficiently permeable to make good aquifers?


16.2 How Glaciers Work

Figure 16.2.1 Part of the continental ice sheet in Greenland, with some outflow alpine glaciers in the foreground.

There are two main types of glaciers. Continental glaciers cover vast areas of land in extreme polar regions, including Antarctica and Greenland (Figure 16.2.1). Alpine glaciers (a.k.a. valley glaciers) originate on mountains, mostly in temperate and polar regions (Figure 16.0.1), but even in tropical regions if the mountains are high enough.

Earth’s two great continental glaciers, on Antarctica and Greenland, comprise about 99% of all of the world’s glacial ice, and approximately 68% of all of Earth’s fresh water. As is evident from Figure 16.2.2, the Antarctic Ice Sheet is vastly bigger than the Greenland Ice Sheet it contains about 17 times as much ice. If the entire Antarctic Ice Sheet were to melt, sea level would rise by about 80 m and most of Earth’s major cities would be completely submerged.

Figure 16.2.2 Simplified cross-sectional profiles the continental ice sheets in Greenland and Antarctica – both drawn to the same scale. [Image Description] Figure 16.2.3 Schematic ice-flow diagram for the Antarctic Ice Sheet.

Continental glaciers do not flow “downhill” because the large areas that they cover are generally flat. Instead, ice flows from the region where it is thickest toward the edges where it is thinner, as shown in Figure 16.2.3. This means that in the central thickest parts, the ice flows almost vertically down toward the base, while in the peripheral parts, it flows out toward the margins. In continental glaciers like Antarctica and Greenland, the thickest parts (4,000 m and 3,000 m respectively) are the areas where the rate of snowfall and therefore the rate of ice accumulation are highest.

Figure 16.2.4 Schematic ice-flow diagram for an alpine glacier.

The flow of alpine glaciers is primarily controlled by the slope of the land beneath the ice (Figure 16.2.4). в zone of accumulation , the rate of snowfall is greater than the rate of melting. In other words, not all of the snow that falls each winter melts during the following summer, and the ice surface is always covered with snow. в zone of ablation , more ice melts than accumulates as snow. В equilibrium line marks the boundary between the zones of accumulation (above) and ablation (below).

Figure 16.2.5 Steps in the process of formation of glacial ice from snow, granules, and firn. [Image Description]

Above the equilibrium line of a glacier, not all of the winter snow melts in the following summer, so snow gradually accumulates. The snow layer from each year is covered and compacted by subsequent snow, and it is gradually compressed and turned into firn within which the snowflakes lose their delicate shapes and become granules. With more compression, the granules are pushed together and air is squeezed out. Eventually the granules are “welded” together to create glacial ice (Figure 16.2.5). Downward percolation of water from melting taking place at the surface contributes to the process of ice formation.

The equilibrium line of a glacier near Whistler, B.C., is shown in Figure 16.2.6. Below that line, in the zone of ablation, bare ice is exposed because last winter’s snow has all melted above that line, the ice is still mostly covered with snow from last winter. The position of the equilibrium line changes from year to year as a function of the balance between snow accumulation in the winter and snowmelt during the summer. More winter snow and less summer melting obviously favours the advance of the equilibrium line (and of the glacier’s leading edge), but of these two variables, it is the summer melt that matters most to a glacier’s budget. Cool summers promote glacial advance and warm summers promote glacial retreat.

Figure 16.2.6 The approximate location of the equilibrium line (red) in September 2013 on the Overlord Glacier, near Whistler, B.C.

Glaciers move because the surface of the ice is sloped. This generates a stress on the ice, which is proportional to the slope and to the depth below the surface. As shown in Figure 16.2.6, the stresses are quite small near the ice surface but much larger at depth, and also greater in areas where the ice surface is relatively steep. Ice will deform, meaning that it will behave in a plastic manner, at stress levels of around 100 kilopascals therefore, in the upper 50 m to 100 m of the ice (above the dashed red line), flow is not plastic (the ice is rigid), while below that depth, ice is plastic and will flow.

When the lower ice of a glacier flows, it moves the upper ice along with it, so although it might seem from the stress patterns (red numbers and red arrows) shown in Figure 16.2.7 that the lower part moves the most, in fact while the lower part deforms (and flows) and the upper part doesn’t deform at all, the upper part moves the fastest because it is pushed along by the lower ice.

Figure 16.2.7 Stress within a valley glacier (red numbers) as determined based on the slope of the ice surface and the depth within the ice. The ice will deform and flow where the stress is greater than 100 kilopascals, and the relative extent of that deformation is depicted by the red arrows. Any deformation motion in the lower ice will be transmitted to the ice immediately above it, so although the red stress arrows get shorter toward the top, the ice velocity increases upward (blue arrows). The upper ice (above the red dashed line) does not flow, but it is pushed along with the lower ice.

The plastic lower ice of a glacier can flow like a very viscous fluid, and can therefore flow over irregularities in the base of the ice and around corners. However, the upper rigid ice cannot flow in this way, and because it is being carried along by the lower ice, it tends to crack where the lower ice has to flex. This leads to the development of crevasses in areas where the rate of flow of the plastic ice is changing. In the area shown in Figure 16.2.8, for example, the glacier is speeding up over the steep terrain, and the rigid surface ice has to crack to account for the change in velocity.

Figure 16.2.8 Crevasses on Overlord Glacier in the Whistler area, B.C.

The plastic lower ice of a glacier can flow like a very viscous fluid, and can therefore flow over irregularities in the base of the ice and around corners. However, the upper rigid ice cannot flow in this way, and because it is being carried along by the lower ice, it tends to crack where the lower ice has to flex. This leads to the development of crevasses in areas where the rate of flow of the plastic ice is changing. In the area shown in Figure 16.2.8, for example, the glacier is speeding up over the steep terrain, and the rigid surface ice has to crack to account for the change in velocity

The base of a glacier can be cold (below the freezing point of water) or warm (above the freezing point). If it is warm, there will likely be a film of water between the ice and the material underneath, and the ice will be able to slide over that surface. Это известно как basal sliding (Figure 16.2.9, left). If the base is cold, the ice will be frozen to the material underneath and it will be stuck—unable to slide along its base. In this case, all of the movement of the ice will be by internal flow.

Figure 16.2.9 Differences in glacial ice motion with basal sliding (left) and without basal sliding (right). The dashed red line indicates the upper limit of plastic internal flow.

One of the factors that affects the temperature at the base of a glacier is the thickness of the ice. Ice is a good insulator. The slow transfer of heat from Earth’s interior provides enough heat to warm up the base if the ice is thick, but not enough if it is thin and that heat can escape. It is typical for the leading edge of an alpine glacier to be relatively thin (see Figure 16.2.7), so it is common for that part to be frozen to its base while the rest of the glacier is still sliding. This is illustrated in Figure 16.2.10 for the Athabasca Glacier. Because the leading edge of the glacier is stuck to its frozen base, while the rest continues to slide, the ice coming from behind has pushed (or thrust) itself over top of the part that is stuck fast.

Figure 16.2.10 Thrust faults at the leading edge of the Athabasca Glacier, Alberta. The arrows show how the trailing ice has been thrust over the leading ice. (The dark vertical stripes are mud from sediments that have been washed off of the lateral moraine lying on the surface of the ice.) Figure 16.2.11 Markers on an alpine glacier move forward over a period of time with the ones in the middle moving faster than the ones on the edge.

Just as the base of a glacier moves more slowly than the surface, the edges, which are more affected by friction along the sides, move more slowly than the middle. If we were to place a series of markers across an alpine glacier and come back a year later, we would see that the ones in the middle had moved farther forward than the ones near the edges (Figure 16.2.11).

Figure 16.2.12 Mt. Robson, the tallest peak in the Canadian Rockies, Berg Glacier (centre), and Berg Lake. Although there were no icebergs visible when this photo was taken, the Berg Glacier loses mass by shedding icebergs into Berg Lake.

Glacial ice always moves downhill, in response to gravity, but the front edge of a glacier is always either melting or calving into water (shedding icebergs). If the rate of forward motion of the glacier is faster than the rate of ablation (melting), the leading edge of the glacier advances (moves forward). If the rate of forward motion is about the same as the rate of ablation, the leading edge remains stationary, and if the rate of forward motion is slower than the rate of ablation, the leading edge retreats (moves backward).

Calving of icebergs is an important process for glaciers that terminate in lakes or the ocean. An example of such a glacier is the Berg Glacier on Mt. Robson (Figure 16.2.12), which sheds small icebergs into Berg Lake. The Berg Glacier also loses mass by melting, especially at lower elevations.

Exercise 16.2 Ice advance and retreat

Figure 16.2.13

These diagrams represent a glacier with markers placed on its surface to determine the rate of ice motion over a one-year period. The ice is flowing from left to right.

  1. In the middle diagram, the leading edge of the glacier has advanced. Draw in the current position of the markers.
  2. In the lower diagram, the leading edge of the glacier has retreated. Draw in the current position of the markers.

Image Descriptions

Figure 16.2.2 image description: An east to west cross section of the ice on Antarctica is over 4000 km long and up to 4 km high in some places. An east to west cross section of the ice on Greenland is less than 1000 km long and up to 3 km high. [Return to Figure 16.2.2]

Figure 16.2.5 image description: The comparative density of snowflakes, ice granules, firn, and ice.
Форма Amount of air Density (grams per centimetres cubed)
Снежинка 90% Less than 0.1
Ice Granules 50% From around 0.3 to 0.5
Firn 30% From around 0.5 to 0.7
Лед 20% (as bubbles) Greater than 0.7

Атрибуция СМИ

  • Figures 16.2.1, 16.2.2, 16.2.3, 16.2.4, 16.2.5, 16.2.7: © Steven Earle. CC BY.
  • Figure 16.2.6: “Overlord Glacier” by Isaac Earle. Адаптировано Стивеном Эрлом. CC BY.
  • Figure 16.2.8: “Crevasses at Overlord Glacier” by Isaac Earle. CC BY.
  • Figures 16.2.9, 16.2.10, 16.2.11, 16.2.12, 16.2.13: © Steven Earle. CC BY.

a glacier that covers a significant part of a continent and has an area of at least 50,000 km2

a glacier formed in a mountainous region and confined to a valley (same as valley glacier)

the part of a glacier, above the equilibrium line, where there is net gain of ice mass because not all of the snow that falls each winter is able to melt during the following summer

the part of a glacier, below the equilibrium line, where there is net loss of ice mass due to melting and calving

on a glacier, the line between the zone of accumulation and the zone of ablation (in late summer the equilibrium line is the boundary between snow-covered ice and bare ice)

the granular transitional state between snow and ice within a glacier

an open fissure on the surface of a glacier

the motion of glacial ice along the base of a glacier that is warm enough to have liquid water


Geology of Glacier Bay National Park

Tall mountain peaks illustrate the geologic forces at work in Glacier Bay.

Global Forces
Although many ice ages sculpted the landscape of Glacier Bay, glaciers are only a part of the geologic history and dramatic scenery of the park. Geologic forces still at work created the Fairweather Mountain Range, one of the tallest coastal mountain ranges in the world, with several peaks over 10,000 feet and the tallest peak, Mount Fairweather, reaching just over 15,300 feet. Without these mountains and the abundant snowfall they receive at high elevation, glaciers would not exist at sea level in a temperate rainforest environment.

Glacier Bay National Park sits on the boundary between two of the Earth’s major crustal, or tectonic plates: the oceanic Pacific Plate and the continental North American Plate. These plates are currently sliding past one another at a rate of 5 cm per year along the Fairweather-Queen Charlotte Fault, a crack in the earth’s crust along which plate movement occurs. This is enough motion to cause powerful earthquakes periodically. Today the Pacific Plate is sliding northwest relative to the North American Plate, much like the plate motion along the San Andreas Fault in California. However, many geologists believe that the plate motion was different in the past, with the Pacific Plate moving toward North America and sliding under the North American plate. The Pacific Plate would have acted as a conveyor belt, carrying island chains as big as Japan or New Zealand towards North America where they then crashed against the continent, adding land to it.

Fossils and rock types in Glacier Bay provide evidence for the past motion of the plates. Limestone layers containing seashell fossils are found in Glacier Bay today. Since limestone usually forms in shallow, warm waters, scientists believe that this rock formed around ancient tropical islands near the equator and was then transported toward the North American continent over millions of years by the Pacific Plate’s motion. Similarly, high in the Fairweather Mountains a certain type of igneous rock that forms from cooling magma on the ocean floor is found, indicating that rock was probably scraped off and pushed up onto North America from the Pacific Plate.

The Earth’s crust around Glacier Bay is still rising with these mountain building forces, and much of the dramatic scenery throughout Southeast Alaska was created along ancient, extinct fault zones in the same way. The boundary between the plates moved westward after each new island chain was added onto the edge of the continent, gradually building Southeast Alaska.

As a glacier surges forward, it pushes rocks and trees out of its path.

Glaciers as Bulldozers
As glaciers advance, they bulldoze the land, clearing it of rocks, soil, and vegetation. Glaciers wipe the land clean, often scouring it to the bedrock. This makes land that has been recently exposed by glacial retreat the premier laboratory to study primary plant succession.

The debris visible at the end of the inlet is a glacial moraine and marks the past extent of the glacier. The glacier has since retreated back into the inlet.

Glaciers as Conveyer Belts
As glaciers move, they collect rock and particles from fine silt to huge boulders and transport them like a conveyer belt. A mass of rocks carried and deposited by a glacier is known as a moraine. Terminal moraines form at the terminus, or end, of a glacier and are large piles of rock that have been pushed ahead of the glacier or left behind as the glacier retreats. Terminal moraines can be used to determine the extent of a glacier in the past. Much morainal material has been left behind following the glacial retreat in Glacier Bay, including some piles of rock big enough to form islands. The park headquarters, Bartlett Cove, is situated on the moraine of the glacier that covered the Bay 200 years ago.

This U-shaped valley was carved by a glacier over time.

Glaciers as Sand Paper
All of the rock that is transported by a glacier gives it the force of a giant sheet of sandpaper, grinding away at the landscape it travels through. Glaciers have the power to round out mountains and carve U-shaped valleys and fjords, glacially carved valleys flooded by the sea. Sometimes the larger chunks of rock in the glacier carve out grooves or glacial striations in the surrounding rock in the direction of their motion. Finer rock particles smooth out the bedrock, polishing it.


Смотреть видео: Cand Antarctica Era VERDE! (September 2021).