Jääpeite , jäätikkö on jäätikkö , jonka pinta-ala on yli 50 000 km² ja paksuus yli 1000 m [1] [2] . Laajat, hieman pienemmät jäätiköt luokitellaan jääpeitteiksi .
Meidän aikanamme on vain kaksi jääpeitettä: Antarktis ja Grönlanti . Grönlannin kilven jään paksuus on 3,4 km, Etelämantereen kilven jään paksuus on jopa 4,7 km [3] .
Viimeisen jääkauden aikana Laurentian jääpeite peitti suuren osan Pohjois - Amerikasta , Patagonian jääpeite peitti Etelä-Amerikan eteläosan ja Skandinavian jääpeite peitti Pohjois-Euroopan .
Peitejäätikköä, joka muodostui jään yhtymän seurauksena useista jäätikkökeskuksista, ei voida pitää jääpeitteenä, vaan erillisenä muotona - jääpeitteenä ( Antarktiksen jääpeite ) [4] . Viimeisimmän jääkauden aikana (20 tuhatta vuotta sitten) Grönlannin, Laurentin ja Euraasian jäälevyt ja kelluvat jäähyllyt yhdistyivät jättimäiseksi Panarktisen muinaiseksi jäätikoksi, jonka tilavuus oli 50 miljoonaa km³ [5] .
Jääkerroksen muoto ei riipu maastosta, sen maksimikorkeus ei riipu subglasiaalisen maan korkeudesta, vaan se havaitaan jäätikön keskellä. Jäätikkössä erotetaan merenpinnan yläpuolella sijaitsevan kivipohjan pohjalta pohjaosat ja mannerjalustalle pohjautuvat meren osat .
Jäälevyjä on kahdenlaisia. Mannertyyppisissä jääpeitteissä, kuten Skandinavian ja Laurentian kilpissä, kilven etureuna on maalla eikä merellisiä osia ole. Manner-saarityyppiset jääpeitteet, kuten nykyaikaiset Etelämantereen ja Grönlannin jäät, murtautuvat mereen, ja voimakkaampi sulaminen meren kanssa kosketuksissa rajoittaa kilven laajenemista [6] .
Valtavan massansa vuoksi jäälevyt työntävät litosfäärin alla olevat alueet satojen metrien syvyyteen; jäälevyjen painon alla jotkut Grönlannin osat ovat 300 metriä merenpinnan alapuolella ja Etelämanner - 2500 metriä merenpinnan alapuolella [3] .
Jäätikön dynamiikalle on ominaista yksittäisten jäätiköiden liikkeen dynamiikka [7] , se ei ole läheskään riippuvainen maastosta, kuten muutkin jäätiköt, ja se on seurausta syklisestä aktiivisuudesta aika-asteikolla tunneista maallisiin. Jään liike jäälevyssä on suunnattu keskustasta reuna-alueelle. Kilpimassan kerääntyminen tapahtuu keskelle, lumen ja vesihöyryn sublimoitumisen vuoksi jäätikön pinnalle, kilpimassa kuluu laitamilla [8] . Tässä tapauksessa jään liike ei välttämättä kaappaa koko suojan paksuutta; Grönlannin kilpi on siis jäässä uomaansa eivätkä sen alaosat osallistu jään yleiseen liikkeeseen, koska jään jäätymisen voimakkuus pohjamailla ylittää itse jään lujuuden, eikä siellä tapahdu lähellä pohjaa sulamista. tämä kilpi [9] . Kilven reunoilla, joissa jään paksuus pienenee, jäätikön dynamiikka riippuu jo jään alta. Jäävirrat liikkuvat nopeammin kohokuvion syvennyksiä pitkin; Nopeasti kivisissä laaksoissa liikkuvat jäätiköt voivat vuotaa jäätiköiden yli, ruokkia jäähyllyä tai hajota jäävuoriksi .
Jos jäätikkö katoaa, sen pohja kokee glacioisostaattisen nousun. Litosfäärin levyt, jotka ovat menettäneet kuormituksensa, alkavat ilmaantua puolinestemäisessä astenosfäärissä . Esimerkiksi Kanada ja Skandinavian niemimaa jäätikön romahtamisen jälkeen noin 10 tuhatta vuotta sitten nousevat edelleen jopa 11 mm vuodessa. Arvioidaan, että jos Grönlannin jäätikkö sulaa, Grönlanti nousee noin 600 metriä [3] .
Lämpenemisen aikana jääkerroksen osat menettävät kosketuksen ravintokeskuksiin ja jäälevyn osien nekroosi alkaa ns. kuollut jää . Samanaikaisesti jäätikön merellisten ja maanpäällisten osien hajoamisnopeus voi vaihdella dramaattisesti johtuen vedessä ja ilmassa sulavan jään eri nopeuksista, kuten tapahtui Laurentian kilven hajoamisen aikana [10] .
Sanakirjat ja tietosanakirjat |
|
---|---|
Bibliografisissa luetteloissa |
|