GLACJOPEDIA: lodowcowe kompendium od A do Z

Opublikowano: 15/7/2020
Ostatnia aktualizacja: 21/7/2020

Witaj w GLACJOPEDII, lodowcowym kompendium dedykowanym przedstawicielom mediów, organizacji pozarządowych i wszystkim osobom zainteresowanym glacjologią.

Celem GLACJOPEDII jest usystematyzowanie pojęciowego bałaganu wokół spraw związanych z wpływem ocieplenia klimatu na topnienie światowych zasobów lodu. Kompendium ma postać słownika i zawiera kilkadziesiąt terminów glacjologicznych, często spotykanych w opracowaniach popularno-naukowych i naukowych, wraz z krótkim omówieniem. Wiele z nich często używanych jest błędnie, także przez dziennikarzy i tłumaczy literatury popularno-naukowej, co utrudnia rzetelne komunikowanie ustaleń nauki z opinią publiczną. Poniżej znajdziesz alfabetyczną listę haseł po polsku, a dla osób pracujących z tekstami angielskojęzycznymi także listę haseł po angielsku z odnośnikami do ich polskich odpowiedników.

GLACJOPEDIA napisana jest językiem możliwie prostym i precyzyjnym, choć zdaję sobie sprawę, że niektóre fragmenty wymagałyby rewizji. Stąd, GLACJOPEDIA będzie aktualizowana i uzupełniana. Kursywą oznaczone są pojęcia, których szersze omówienie znajdziesz w kompendium.

Dr Jakub Małecki, glacjolog
autor Glacjoblogii

Lista haseł:

Ablacja
Akumulacja
Albedo
Antarktyda
Antarktyka
Arktyka
Awans
Bilans masy lodowców
Cielenie
Cyrk
Czapa lodowa
Czoło lodowca
Epoka lodowa
Firn
Gigatona
Glacjał
Glina lodowcowa
Góra lodowa
Grenlandia
Holocen
Inglacjalny
Interglacjał
Izostazja
Kriosfera
Lądolód
Lądolód morski
Linia gruntowania
Linia równowagi
Lodowiec
Lodowiec cyrkowy
Lodowiec dolinny
Lodowiec szelfowy
Lodowiec wyprowadzający
Lód lodowcowy
Lód morski
Mała Epoka Lodowa
Metamorfoza śniegu
Morena
Nunatak
Penitent
Plejstocen
Pole lodowe
Półka lodowa
Prędkość bilansowa
Proglacjalny
Recesja
Ruch lodowców
Serak
Studnia
Subglacjalny
Supraglacjalny
Szarża lodowcowa
Szczelina
Śnieg
Wieloletnia zmarzlina
Wzrost poziomu morza
Ziemia śnieżka
Zmarzlina

Znajdź polskie wyjaśnienie angielskich terminów:

Ablation
Accumulation
Advance
Albedo
Antarctic
Antarctica
Arctic
Balance velocity
Calving
Cirque
Cirque glacier
Crevasse
Cryosphere
Englacial
Equilibrium line
Firn
Front
Gigaton
Glacial period
Glacier
Glacier flow
Glacier ice
Greenland
Grounding line
Holocene
Ice age
Ice cap
Ice sheet
Ice shelf
Iceberg
Icefield
Interglacial period
Isostasy
Little Ice Age
Marine ice sheet
Mass balance
Metamorphism of snow
Moraine
Moulin
Nunatak
Outlet glacier
Penitente
Permafrost
Pleistocene
Proglacial
Retreat
Sea ice
Sea-level rise
Serac
Snout
Snow
Snowball Earth
Subglacial
Supraglacial
Surge
Terminus
Till
Valley glacier

A

Ablacja  (ang. ablation)wszystkie procesy usuwające masę z lodowca lub lądolodu. Obok przeciwstawnej akumulacji, ablacja to składnik bilansu masy lodowca

Najważniejszym procesem ablacji jest topnienie powierzchniowe lodu, lecz możliwe jest również topnienie wewnątrz i pod lodowcem. Dla lodowców kończących się w morzu, w tym dla półek lodowych, bardzo ważnym lub nawet dominującym składnikiem ablacji jest tzw. ablacja frontalna, która obejmuje cielenie gór lodowych oraz topnienie podwodne. W regionach suchych istotne znaczenie może też odgrywać sublimacja lodu. Ablacja jest z reguły najbardziej intensywna latem, choć może być efektywna przez cały rok, np. w strefach tropikalnych. 

Większość lodowców wykazuje najsilniejszą ablację przy czole, która maleje wraz z wysokością n.p.m., głównie ze względu na spadającą z wysokością temperaturę powietrza. W zależności od klimatu, letnia ablacja na czole lodowca górskiego może być bardzo niska (mierzona w centymetrach, np. w niektórych miejscach Antarktydy) lub usuwać warstwę nawet kilkunastu metrów śniegu i lodu w ciągu kilku letnich miesięcy (klimaty oceaniczne). 

Zob.: lodowiec; lądolód; bilans masy lodowca; półka lodowa; cielenie; góra lodowa; czoło lodowca; Antarktyda. Por.: akumulacja

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Bilans masy – podstawy teoretyczne; Skąd wiemy, że lodu ubywa?

Akumulacja (ang. accumulation)wszystkie procesy dodające masę do lodowca lub lądolodu. Obok przeciwstawnej ablacji, akumulacja to składnik bilansu masy lodowca.

Podstawowym źródłem masy dla lodowców jest bezpośredni opad śniegu lub jego nawiewanie przez wiatr z innych obszarów. W górach istotną rolę odgrywają lawiny z sąsiednich stoków. Niewielkie ilości masy lodowce mogą zyskiwać z osadów atmosferycznych (np. szadź, szron). Dodatkowo, woda (deszczowa lub roztopowa) mogą zamarzać na lub pod powierzchnią lodowca.

Na większości lodowców akumulacja odbywa się głównie zimą (choć opady śniegu możliwe są także latem) i rośnie wraz ze wzrostem wysokości n.p.m. Dzieje się tak głównie przez spadającą z wysokością temperaturę powietrza i rosnące opady, choć od pewnej wysokości n.p.m. opady stabilizują się lub nawet spadają. Wielkość akumulacji jest zależna od klimatu. W wysokich częściach lądolodów Antarktydy jest mierzona zaledwie w milimetrach lub centymetrach rocznie (przez bardzo zimne i suche powietrze), podczas gdy w wilgotnych klimatach oceanicznych wysokie partie lodowców mogą zimą otrzymywać warstwy świeżego śniegu grube na kilkanaście lub więcej metrów.

Zob.: lodowiec; lądolód; bilans masy lodowca; śnieg; Antarktyda. Por: ablacja

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Bilans masy – podstawy teoretyczne; Skąd wiemy, że lodu ubywa?

Albedo (ang. albedo) – zdolność danej powierzchni do odbijania promieniowania słonecznego. Albedo wyraża się jako stosunek promieniowania odbitego do przychodzącego i zawiera się w przedziale od niemal 0% (bardzo niskie albedo; ciało niemal nie odbija światła, zaś niemal całe pochłania i podgrzewa się) do blisko 100% (bardzo wysokie albedo; ciało odbija niemal całość światła przy znikomym pochłanianiu).

Zasadniczą cechą elementów kriosfery jest ich wysokie albedo (do 90%), dzięki czemu odbijają większość energii słonecznej. Dzięki tej cesze, lód na Ziemi pełni kluczową rolę regulatora temperatury, swoistego globalnego termostatu, szczególnie lód morski i pokrywa śnieżna na lądolodach, ponieważ nie pozwala Ziemi pochłaniać wielkich ilości energii słonecznej. Na poszczególnych lodowcach spadek albedo śniegu i lodu (np. przez metamorfozę śniegu, wzrost zawartości wody, gromadzenie zanieczyszczeń, rozwój mikroorganizmów) wspomaga silniejsze topnienie.

Stopniowy zanik lodu i śniegu związany ze współczesnym ociepleniem klimatu sprawia, że planeta odbija coraz mniej promieniowania słonecznego, natomiast coraz więcej pochłania i dodatkowo się nagrzewa, przyspieszając wzrost temperatury oceanu i atmosfery. W Arktyce efekt ten jest taki silny, że ogrzewa się ona dwukrotnie szybciej niż reszta planety (tzw. wzmocnienie arktyczne). Odwrotnie, rozrost lodu i śniegu spowodowany ochłodzeniem klimatu powoduje wzrost albedo, dalsze ochłodzenie i dalszy rozrost lodu. Wiele milionów lat temu efekt albedo wspomógł prawdopodobnie całkowite zlodowacenie Ziemi (hipoteza Ziemi śnieżki).

Zob.: kriosfera; śnieg; lód morski; śnieg; lądolód; metamorfoza śniegu; Ziemia śnieżka.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Skąd się bierze ciemny śnieg?

Antarktyda (ang. Antarctica) – kontynent, na którym leży biegun południowy, niemal w całości pokryty grubymi na kilka kilometrów lądolodami. Połączone ze sobą lądolody Antarktydy (w wielu źródłach traktowane jako jedność) są największą na świecie ciągłą masą lodu o powierzchni 13,9 miliona km2, objętości 26,9 miliona km3 i maksymalnej grubości 4897 m. Najniższą temperaturę na Ziemi zmierzono właśnie we wnętrzu Antarktydy na rosyjskiej stacji Wostok (-89,2 stopnia Celsjusza), lecz niewykluczone, że temperatura może spadać jeszcze niżej. Antarktyda to także najsuchszy kontynent, na którym (uśredniając) opady (w tym przypadku: akumulacja śniegu) są na poziomie kilkunastu centymetrów rocznie. 

Ze względu na bardzo niską temperaturę, wewnątrz Antarktydy nigdy nie zachodzi topnienie powierzchniowe. Krawędzie lądolodów zanurzone są jednak w morzu, głównie jako półki lodowe, z których wiele podlega w różnym stopniu topnieniu zarówno na powierzchni, jak i tzw. ablacji frontalnej (obejmującej cielenie gór lodowych i topnienie podwodne). 

Lądolody Antarktydy dzielą się na dwie odmienne części: wschodnią i zachodnią. Lądolód Wschodniantarktyczny ma powierzchnię 11,9 miliona km2, a jego dno spoczywa w większości powyżej poziomu morza. Pomiary zmian jego masy nie zawsze są jednoznaczne; niektóre badania sugerują na niewielkie gromadzenie masy, podczas gdy inne (liczniejsze) na przyspieszające tempo strat lodu. Lądolód Zachodnioantarktyczny jest zdecydowanie mniejszy (2,0 miliony km2), ale ponieważ jego dno spoczywa głęboko poniżej poziomu morza, wykazuje niestabilność charakterystyczną dla lądolodów morskich. Obecnie szybko traci masę, szczególnie przez topnienie podwodne i cielenie w regionie Morza Amundsena (m.in. lodowiec wyprowadzający Thwaites i sąsiednie). Badania publikowane w latach 2018-2020 określiły średni bilans masy lądolodów w latach 2000. i 2010. jako ujemny, od -118 do -252 gigatony na rok, łącznie dla części wschodniej i zachodniej. 

Zob.: lądolód; akumulacja; śnieg; półka lodowa; ablacja; cielenie; góra lodowa; lądolód morski; lodowiec wyprowadzający; bilans masy lodowca; gigatona. Por.: Antarktyka; Grenlandia.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Topnienie na Antarktydzie znacznie przyspieszyło; Lodowcu, nie lej wody; Rozpad lodowców szelfowych Półwyspu Antarktycznego; O niestabilności lądolodów morskich; Ile NAPRAWDĘ jest lodu na Ziemi?

Antarktyka (ang. Antarctic) – termin szerszy niż Antarktyda, oznaczający zimny region otaczający biegun południowy, w skład którego wchodzą pokryty lądolodem kontynent Antarktydy (na którym znajduje się biegun południowy) oraz otaczające go wyspy i morza, częściowo pokryte krą lodu morskiego

Zob.: lądolód; Antarktyda; lód morski. Por.: Arktyka

Arktyka (ang. Arctic) – zimny region otaczający biegun północny. Arktyka nie ma jednoznacznych granic, bo nie ma sztywnej definicji, ale najczęściej Arktyką nazywa się obszar, wewnątrz którego średnia temperatura lipca nie przekracza na poziomie morza +10 stopni Celsjusza. Tak rozumianą Arktykę stanowi pokryty krą lodu morskiego Ocean Arktyczny (pośrodku którego leży biegun północny), otoczony przez północne rubieże Ameryki Północnej i Eurazji oraz leżące między nimi wyspy (np. Grenlandia, Svalbard, Ziemia Franciszka Józefa, Nowa Ziemia, Ziemia Północna, Wyspy Nowosyberyjskie i Kanadyjski Archipelag Arktyczny). Na lądach Arktyki spoczywa ok. 2 milionów km2 lodu lodowcowego w postaci Lądolodu Grenlandzkiego i lodowców

Zob.: lód morski; Grenlandia; lód lodowcowy; lądolód; lodowiec. Por.: Antarktyka

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Lodowce Arktyki się rozpływają

Awans (ang. advance) – rozrost lodowca lub lądolodu przejawiający się przesuwaniem czoła ku coraz niższym terenom. Awans jest reakcją na dodatni bilans masy lodowca lub przyspieszenie ruchu lodowca powyżej prędkości bilansowej (np. w czasie szarży lodowcowej). 

Zob.: lodowiec; lądolód; czoło lodowca; bilans masy lodowca; ruch lodowców; prędkość bilansowa; szarża lodowcowa. Por.: recesja.

B

Bilans masy lodowców (ang. glacier mass balance) – zmiana masy całego lodowca lub lądolodu (tu określana terminem “całkowity bilans masy”) lub jego części w czasie, najczęściej w ciągu jednego roku. Całkowity bilans masy jest najważniejszym parametrem opisującym stan lodowca, ponieważ jest rachunkiem zysków (akumulacja) i strat jego masy (ablacja). Bilans masy, całkowity i lokalny, może być dodatni (akumulacja przeważa nad ablacją, a lodowiec rośnie), ujemny (vice versa) lub zerowy (stan równowagi, ablacja równoważy akumulację). 

W czasie sezonu topnienia niższa część lodowca stanowi najczęściej strefę, w której straty masy (np. topnienie, cielenie) przeważają nad zimową akumulacją śniegu i jest to tzw. strefa ablacji (ujemny bilans masy). Odwrotnie może być w wyższych partiach, gdzie akumulacja dominuje nad ablacją (tzw. strefa akumulacji, dodatni bilans). Obie strefy oddziela linia równowagi, wzdłuż której bilans masy jest zerowy. Względnie wysokie położenie linii równowagi pod koniec sezonu topnienia skutkuje ujemnym całkowitym bilansem masy lodowca w danym roku, a niskie – dodatnim.

Lodowce, które są w długotrwałej równowadze z klimatem rekompensują tracony w strefie ablacji lód napływem nowego lodu z górnych części, ponieważ ich ruch odbywa się z prędkością bilansową, więc lodowiec nie zmienia się w czasie. Nie można tego powiedzieć o lodowcach z ujemnym całkowitym bilansem masy, w których napływ nowego lodu nie wystarcza, aby pokryć bardzo silne straty, w efekcie czego kurczą się, a ich czoło ulega recesji. Analogicznie, w przypadku lodowców z całkowitym bilansem dodatnim, dostawa lodu z wyższych stref pokrywa straty z ablacji z nawiązką, przez co lodowiec się rozrasta, a czoło awansuje.

Bilans masy lodowców podawać można w różnych jednostkach. W studiach nad pojedynczymi lodowcami lub względnie niewielkimi regionami zlodowaconymi najczęściej podaje się bilans masy jako średnią grubość warstwy jaką lodowce zyskały lub straciły w danym czasie. Ponieważ jednak kostka lodu jest cięższa od świeżego śniegu o tej samej objętości (lód zawiera więcej wody niż śnieg), aby zachować porównywalność pomiarów grubość tej warstwy sprowadza się ekwiwalentu wody. Metoda taka umożliwia porównywanie intensywności topnienia pomiędzy poszczególnymi częściami lodowca lub poszczególnymi lodowcami w obszarze badań. W przypadku studiów nad wielkimi regionami lub lądolodami, bilans masy podaje się najczęściej w gigatonach, które w badaniach o globalnym charakterze znacznie wyraźniej odzwierciedlają wkład poszczególnych regionów we wzrost poziomu morza.

W znacznej większości łańcuchów górskich bilans masy lodowców jest współcześnie ujemny, podobnie lądolodów Grenlandii i Antarktydy. Z badań opublikowanych w latach 2018-2020 wynika, że przeciętny całkowity bilans masy lodowców i lądolodów w latach 2000. i 2010. wynosił od ok. -600 do -900 gigaton na rok, będąc podstawową przyczyną wzrostu poziomu morza.

Zob.: lodowiec; lądolód; akumulacja; ablacja; cielenie; śnieg; ruch lodowców; prędkość bilansowa; czoło lodowca; recesja; awans; gigatona; wzrost poziomu morza; Grenlandia; Antarktyda. Por.: linia równowagi

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Bilans masy – podstawy teoretyczne; Skąd wiemy, że lodu ubywa?

C

Cielenie (ang. calving) – proces odłamywania się przeróżnych rozmiarów gór lodowych i mniejszych okruchów lodu od klifowego czoła lodowca lub lądolodu.

Zob.: góra lodowa; czoło lodowca; lodowiec; lądolód

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Lodowce pękają przed kamerą

Cyrk (ang. cirque) – zagłębienie w górskim stoku otoczone z trzech stron stromymi ścianami, powstałe w przeszłości geologicznej przez lodowcową erozję. Z racji ukształtowania, cyrki są dogodnym miejscem do wieloletniej akumulacji śniegu, firnu, lodu lodowcowego i narodzin lodowców. W języku polskim znane również jako kotły lub kary. W Polsce dobrze wykształcone cyrki znaleźć można w Karkonoszach (Śnieżne Kotły, Kotły Wielkiego i Małego Stawu) i w Tatrach (np. cyrk Czarnego Stawu Pod Rysami, okolice Morskiego Oka i wiele innych miejsc).

Zob.: lodowiec; akumulacja; śnieg; firn; lód lodowcowy

Czapa lodowa (ang. ice cap) – kopulasta forma lodowca o powierzchni poniżej 50 tysięcy km2. Czapy lodowe powstają tam, gdzie grubość lodu jest wystarczająca, aby całkowicie zakryć nierówności podłoża, przez co profil czapy lodowej jest wypukły, a powierzchniowy ruch lodu przebiega od szczytu czapy w dół we wszystkich kierunkach, niezależnie od rzeźby podłoża, co odróżnia je od pól lodowych. Współcześnie czapy lodowe są powszechne w regionach polarnych – Arktyce i Antarktyce – z których największe osiągają rozmiary województw (10 tysięcy km2 lub więcej) i grubość przekraczającą kilometr. Czasem w przekazach medialnych, czapą lodową bywa błędnie nazywana ciągła pokrywa lodu morskiego lub lądolody

Zob.: lodowiec; Arktyka; Antarktyka; lód morski. Por: pole lodowe; lądolód

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Klasyfikacja morfologiczna lodowców – czapa lodowa

Czoło lodowca (ang. glacier front/terminus/snout) – dolna krawędź lodowca lub lądolodu. Czoła lodowców mogą spoczywać zarówno na lądzie, jak i w morzu. Pozycja czół jest zmienna w czasie i związana z bilansem masy lodowca. Wieloletni bilans dodatni skutkuje awansem czoła, a ujemny recesją. Na pozycję czoła wpływ ma również dynamika ruchu lodu, w tym np. cykl szarż lodowcowych, stąd niektóre lodowce nie są dobrymi wskaźnikami zmian klimatu.

Zob.: lodowiec; bilans masy lodowca; awans; recesja; ruch lodowców; szarża lodowcowa.

E

Epoka Lodowa (ang. Ice Age) – patrz: glacjał

F

Firn (ang. firn) – stary śnieg, który przetrwał przynajmniej jeden sezon letni. Pośrednie stadium metamorfozy pomiędzy śniegiem, a lodem lodowcowym

Typowa gęstość młodego firnu wynosi 400-550 kg/m3. Podczas kolejnych zim firn na lodowcach i lądolodach przykrywany jest przez świeże warstwy śniegu i znajduje się coraz głębiej pod powierzchnią, latem natomiast może topnieć i ponownie zamarzać. Cząstki firnu zmieniają się z inicjalnie małych ziarenek w coraz większe, złączone ze sobą kuleczki. W efekcie gęstość firnu rośnie, ponieważ przestrzenie powietrzne między cząstkami firnu się zaciskają. W późnym stadium metamorfozy, granice między ziarnami firnu zacierają się, tworząc coraz bardziej masywny lód, a dawne przestrzenie powietrzne przybierają postać wąskich kanalików, wciąż połączonych z nadległymi warstwami firnu, a więc i z atmosferą. Górną granicą gęstości firnu jest wartość ok. 830 kg/m3. 

Zob.: śnieg; metamorfoza śniegu; lód lodowcowy; lodowiec; lądolód.

G

Gigatona (ang. gigaton) – jeden miliard ton. Taką masę ma 1 km3 wody (lub kilkanaście miliardów ludzi). W gigatonach często wyraża się bilans masy lodowców i lądolodów, których topnienie dodaje do oceanu setki gigaton wody roztopowej rocznie, będąc główną przyczyną wzrostu poziomu morza. 360 gigaton wody roztopowej wprowadzonej do oceanu powoduje wzrost średniego poziomu morza o 1 mm.

Zob.: bilans masy lodowców; lodowiec; lądolód; wzrost poziomu morza.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Lodowcu, nie lej wody

Glacjał (ang. glacial period) – zimny okres w historii Ziemi ze znacznym rozprzestrzenieniem lodowców i lądolodów, okres zlodowacenia. W plejstocenie (od 2,6 do 0,012 miliona lat temu), często nazywanym Epoką Lodową, długie na kilkadziesiąt tysięcy lat glacjały przerywane były krótszymi i ciepłymi interglacjałami. Plejstoceńskie glacjały sterowane były w dużej mierze przez cykle orbitalne Ziemi, tzw. cykle Milankovicia, obejmujące powolne zmiany wydłużenia orbity, kąta nachylenia i kierunku osi obrotu. Cykle te odpowiedzialne są za okresowe ograniczenie intensywności promieniowania słonecznego w Arktyce, sprzyjające rozwojowi zlodowacenia. Okres największego rozprzestrzenienia lodu podczas ostatniego glacjału nazywa się Ostatnim Maksimum Glacjalnym (ang. Last Glacial Maximum), które miało miejsce ok. 20-25 tysięcy lat temu. Wówczas, nieistniejący już Lądolód Skandynawski docierał aż do Leszna, pokrywając północną Polskę lodem grubym na ok. kilometr. Pamiątkami po zlodowaceniach na obszarze Polski są m.in. moreny, jeziora i grube pokłady gliny lodowcowej.

Zob.: lodowiec; lądolód; morenaArktyka; glina lodowcowa. Por.: interglacjał

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Polska i świat pod lodem; Poznań, miasto (polodowcowych) doznań

Glina lodowcowa (ang. glacial till) – chaotyczna mieszanka najdrobniejszych okruchów skalnych, żwiru i głazów (w różnych proporcjach), rodzaj osadu mineralnego charakterystyczny dla lodowców i lądolodów. Wiele lodowców spoczywa na warstwie gliny, którą odsłaniają podczas recesji. Glina jest powszechna w Polsce nizinnej jako pamiątka po glacjałach plejstocenu. Podstawowy budulec moren.

Zob.: lodowiec; lądolód; recesja; glacjał; morena.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Poznań, miasto (polodowcowych) doznań

Góra lodowa (ang. iceberg) – unosząca się na wodzie wielka bryła lodu lodowcowego, która oderwała się od lodowca lub lądolodu w wyniku cielenia. Największe góry lodowe powstają w wyniku przełamywania płaskich, unoszących się na wodzie półek lodowych lądolodu Antarktydy i mogą osiągać tysiące km2 powierzchni, długość dziesiątków kilometrów i grubość kilkuset metrów. W kręgach niespecjalistycznych góry lodowe często są w Polsce błędnie utożsamiane z lodowcami i lodem morskim.

Zob.: lód lodowcowy; lodowiec; lądolód; cielenie; półka lodowa; Antarktyda. Por.: lód morski

Grenlandia (ang. Greenland) – największa wyspa świata znajdująca się na północny wschód od wybrzeży Kanady i pokryta grubym na kilka kilometrów lądolodem. Lądolód Grenlandii jest największą masą lodu w Arktyce i na półkuli północnej, o powierzchni 1,7 miliona km2 i objętości 2,9 miliona km3. Lądolód Grenlandii, w odróżnieniu od lądolodów Antarktydy, na większości obwodu spoczywa na lądzie, a powierzchnia jego obrzeży silnie topnieje latem. Nie posiada też wielkich półek lodowych, ale mimo tego ablacja na kontakcie z morzem (topnienie podwodne i cielenie gór lodowych) skoncentrowane na kilku kluczowych lodowcach wyprowadzających (np. lodowce Jakobshavn i Helheim) stanowi wielką część całkowitych strat masy lądolodu. Badania publikowane w latach 2018-2020 określiły średni bilans masy lądolodu w latach 2000. i 2010. jako ujemny, od -200 do -286 gigaton na rok. 

Zob.: Arktyka; lądolód; półka lodowa; ablacja; cielenie; góra lodowa; lodowiec wyprowadzający; bilans masy lodowca; gigatona. Por.: Antarktyda

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Lodowcu, nie lej wody; Lodowce Arktyki się rozpływają; Ile NAPRAWDĘ jest lodu na Ziemi?; 2014: Najszybszy lodowiec Grenlandii bije rekordy prędkości. 2019: Lodowiec się ustabilizował

H

Holocen (ang. Holocene) – patrz: interglacjał

I

Inglacjalny (ang. englacial) –  przymiotnik opisujący lokalizację obiektu lub zjawiska we wnętrzu lodowca lub lądolodu, między powierzchnią, a podłożem, np. kanał inglacjalny.

Zob.: lodowiec; lądolód. Por.: supraglacjalny; subglacjalny; proglacjalny

Interglacjał (ang. interglacial period) – względnie ciepły okres w historii Ziemi pomiędzy glacjałami, podczas którego lodowce i lądolody w znacznej części zanikają. W plejstocenie (od 2,6 do 0,012 miliona lat temu), często nazywanym Epoką Lodową, poszczególne interglacjały trwały kilkanaście tysięcy lat. Epoka współczesna, holocen (od 0,012 miliona lat temu do dziś), również ma charakter interglacjału, którego naturalny szczyt temperatury przypadł na lata od ok. 8 do ok. 3 tysięcy lat p.n.e. Od tego czasu aż do XIX wieku globalna temperatura generalnie spadała, choć z okresami pewnych ociepleń w zależności od regionu. Ze względu na znaczące ocieplenie klimatu wywołane ludzką emisją gazów cieplarnianych od początku rewolucji przemysłowej, w tym CO2 o bardzo długiej żywotności w atmosferze, kolejny glacjał może nie nastąpić nawet w kolejnych setkach tysięcy lat.

Zob.: lodowiec; lądolód. Por.: glacjał

Izostazja (ang. isostasy) stan grawitacyjnej równowagi między warstwami skalnymi sprawiający, że fragmenty skorupy ziemskiej “pływają” na położonym głębiej płaszczu z “zanurzeniem” proporcjonalnym do ich masy. 

Ponieważ ewoluujące na kontynentach lodowce i lądolody zmieniają swoją masę w czasie, zmienia się również obciążenie skorupy, a więc i jej “zanurzenie” w płaszczu. W efekcie, rozrost lodu wciska skorupę głębiej w płaszcz, a topnienie – wypiętrza ją w tempie mierzonym w milimetrach rocznie, choć z opóźnieniem liczonym w tysiącach lat. Przykładowo, izostatycznemu wypiętrzeniu wciąż ulegają obszary pokryte lądolodami w czasie ostatniego glacjału tysiące lat temu, m.in. Skandynawia z Morzem Bałtyckim. Współcześnie obszarem wgniecionym głęboko przez pokrywę lodową jest np. zachodnia Antarktyda, której lądolód spoczywa w niektórych miejscach 1-2 tysiące metrów poniżej poziomu morza, co warunkuje jego niestabilność jako lądolodu morskiego.

Zob.: lodowiec; lądolód; glacjał; Antarktyda; lądolód morski.

K

Kriosfera (ang. cryosphere)zamarznięta część powierzchni Ziemi, obejmująca lód na zbiornikach wodnych (lód morski, lód rzeczny i lód jeziorny), na lądach (lodowce i lądolody, pokrywa śnieżna) i pod powierzchnią gruntu (wieloletnia zmarzlina). Pierwsze użycie tego terminu w historii światowej glacjologii przypisuje się Antoniemu Bolesławowi Dobrowolskiemu w jego dziele “Historja naturalna lodu” z 1923 roku.

Zob.: lód morski; lodowiec; lądolód; śnieg; wieloletnia zmarzlina.

L

Lądolód (ang. ice sheet)największa forma występowania lodu lodowcowego na Ziemi. Lądolody to w zasadzie potężne formy lodowców, których powierzchnia wynosi przynajmniej 50 tysięcy km2. Ze względu na ogromne rozmiary lądolodów i związaną z nimi specyfikę, są one jednak często traktowane jako osobna kategoria występowania lodu i taką konwencję przyjęto tutaj.

Obecnie lądolody występują tylko na Antarktydzie (13,9 miliona km2) i Grenlandii (1,7 miliona km2), choć w chłodnych epokach Ziemi (glacjałach) bywało ich więcej, także na terenach Polski. Współczesne lądolody mają grubość dochodzącą do kilku kilometrów i całkowicie przykrywają wypukłości swojego podłoża. Dzięki temu lądolody przyjmują kształt bardzo łagodnie nachylonych kopuł, a ruch lodu na ich powierzchni jest niezależny od ukształtowania podłoża. Podobne do nich, choć wielokrotnie mniejsze, są czapy lodowe. Ruch lądolodów ma na zdecydowanej większości powierzchni bardzo niską prędkość (liczoną w metrach na rok), ale wyjątkiem są strumienie lodowe, wzdłuż których lód spływa wyraźnie szybciej i transportowany jest ku krawędziom w postaci lodowców wyprowadzających. W przypadku Grenlandii osiągają one czasem maksymalne prędkości mierzone w metrach na godzinę (np. lodowiec Jakobshavn), podczas gdy na Antarktydzie lodowce wyprowadzające mają generalnie niższe prędkości, lecz tworzą rozległe, unoszące się na wodzie półki lodowe, w których lód transportowany jest w tempie kilku metrów dziennie ze względu na brak tarcia o dno.

Lądolody Grenlandii i Antarktydy stanowią ponad 99% łącznej objętości lodu i większość zasobów wody słodkiej na świecie. Wespół z pokrywami lodu morskiego na polarnych oceanach, lądolody odbijają w Kosmos większość padającej na nie energii słonecznej dzięki wysokiemu albedo zalegającego na nich śniegu, ograniczając w ten sposób pochłanianie ciepła przez powierzchnię Ziemi. Lądolody sterują także globalnym poziomem morza – ich całkowite stopienie spowodowałoby wzrost poziomu morza o blisko 66 metrów. Współcześnie lądolody coraz szybciej tracą masę (mają ujemny bilans masy) w związku z ociepleniem klimatu i oceanów. 

Zob.: lód lodowcowy; Antarktyda; Grenlandia; glacjał; ruch lodowców; lodowiec wyprowadzający; albedo; śnieg; wzrost poziomu morza; bilans masy. Por.: lodowiec; czapa lodowa; lód morski; lądolód morski.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Klasyfikacja morfologiczna lodowców – lądolód; Lodowcu, nie lej wody

Lądolód morski (ang. marine ice sheet)lądolód, którego podłoże spoczywa znacząco poniżej poziomu morza, izostatycznie wgniecione ogromną masą lądolodu. Współczesnym lądolodem morskim jest Lądolód Zachodnioantarktyczny. Lądolody morskie są bardzo wrażliwe na zmiany klimatyczne i oceaniczne ze względu na ich niestabilność (ang. marine ice sheet instability).

Niestabilność lądolodów morskich związana jest przede wszystkim z misowatym ukształtowaniem podłoża i migracją linii gruntowania, wzdłuż której lądolód przechodzi w półkę lodową. Ocieplający się ocean coraz szybciej wytapia od spodu półki lodowe, powodując wycofywanie linii gruntowania w stronę centrum kontynentu, ku coraz głębszej wodzie. Ponieważ grubość lądolodu na linii gruntowania decyduje o tempie przepływu jego lodu do oceanu, lód półek porusza się ku oceanowi coraz szybciej i lądolód coraz szybciej traci masę. Ponadto, ewentualny rozpad półek powoduje przyspieszenie ruchu i utraty masy tych strumieni lodowych, które dawniej półkę tworzyły. Kolejnym prawdopodobnym mechanizmem destabilizacji lądolodów morskich jest tzw. niestabilność morskich klifów lodowych (ang. marine ice cliff instability), związana z rozpadem pionowych czół lądolodu po przekroczeniu ok. stu metrów wysokości.

W przypadku zachodniej Antarktydy kluczowym regionem, który już być może wszedł w fazę samonapędzającego się zaniku jest region Morza Amundsena, na czele z lodowcami wyprowadzającymi Thwaites i Pine Island.

Zob.: lądolód; izostazja; linia gruntowania; półka lodowa; ruch lodowców; czoło lodowca; Antarktyda.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: O niestabilności lądolodów morskich

Linia gruntowania (ang. grounding line) – linia, wzdłuż której spodnia część zanurzonego w morzu lądolodu lub lodowca traci kontakt z dnem morskim i przechodzi w unoszącą się na wodzie półkę lodową. Zmiany położenia linii gruntowania w zasadniczy sposób wpływają na wielkość przepływu lodu z lądolodu do oceanu i tym samym na jego stabilność, szczególnie lądolodów morskich

Zob.: lądolód; lodowiec; półka lodowa; lądolód morski.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: O niestabilności lądolodów morskich

Linia równowagi (ang. equilibrium line) – linia na powierzchni lodowca lub lądolodu, wzdłuż której bilans masy jest zerowy (akumulacja jest równa ablacji). Linia równowagi oddziela tzw. strefę akumulacji, gdzie bilans masy jest dodatni (powyżej linii) od strefy ablacji, gdzie bilans masy jest ujemny (poniżej), a jej wysokość n.p.m. jest zmienna z tygodnia na tydzień i z roku na rok. W kręgach niespecjalistycznych często określana jako “linia śniegu”, choć obecność zimowego śniegu nie zawsze wyznacza aktualną linię równowagi na lodowcach. 

Wysokość położenia linii równowagi, a tym samym proporcje wielkości między strefami ablacji i akumulacji, są sterowane przebiegiem pogody. Przykładowo, sucha zima i ciepłe lato skutkują nikłą pokrywą śnieżną i wzmożonym topnieniem, co przesuwa roczną linię równowagi ku wyższej wysokości n.p.m. i kurczy strefę akumulacji. Odwrotnie, śnieżna zima i chłodne lato obniżają linię równowagi i powiększają strefę akumulacji. Obserwacje lodowców górskich na całym świecie wskazują, że do osiągnięcia rocznego stanu równowagi strefa akumulacji pod koniec sezonu topnienia powinna zajmować najczęściej 50-70% powierzchni lodowca górskiego. Na skutek ocieplenia klimatu, w wielu regionach linia równowagi często bywa tak wysoko, że strefa akumulacji zajmuje zero lub zaledwie kilka procent ich powierzchni. Długie trwanie takich warunków skutkuje całkowitym zanikiem lodowców.

Zob.: lodowiec; lądolód; bilans masy lodowców; akumulacja; ablacja.

Lodowiec (ang. glacier)wieloletnia masa lodu lodowcowego, oraz ewentualnie firnu i śniegu, powstała na lądzie z metamorfozy śniegu lub innych form opadu stałego oraz posiadająca dowody dawnego lub obecnego ruchu. W Polsce lodowce nie występują i są tu powszechnie mylone z górami lodowymi, wieloletnią zmarzliną i lodem morskim.

Mimo że lądolody są w zasadzie gigantycznymi lodowcami i spełniają powyższą definicję, określenie “lodowce” najczęściej ich nie obejmuje ze względu na ogromne rozmiary lądolodów i związaną z nimi specyfikę. Podobną konwencję przyjęto tutaj: termin “lodowce” odnosi się tylko do mniejszych mas lodowych różnych typów (od ok. 0,1 km2 do kilkunastu tysięcy km2), ale z pominięciem lądolodów traktowanych z osobna. 

Na świecie znajduje się około 200 tysięcy lodowców zajmujących łączną powierzchnię ok. 700 tysięcy km2 i objętość ok. 0,16 miliona km3. Ich całkowite stopienie podniosłoby poziom morza o ok. 0,4 m. Grubość lodu małych lodowców osiąga maksymalnie ok. 100-200 metrów, a największych przekracza 1000 metrów. 

Klasyfikacji typów lodowców jest wiele, bo można je dzielić ze względu na różne kryteria. Przykładem prostej typologii może być podział na lodowce, których czoła spoczywają na lądzie (takie lodowce są zasadniczo sterowane przez klimat) lub w morzu (sterowane przez klimat i warunki oceaniczne). Inna klasyfikacja dzieli lodowce według ich struktury termicznej na lodowce zimne (niemal w całości o temperaturze lodu poniżej punktu topnienia), umiarkowane (“ciepłe”, niemal w całości w punkcie topnienia) i politermalne (będące mieszankami lodu zimnego i “ciepłego”). W podstawowym opisie lodowców najczęściej korzysta się z kryterium morfologicznego, w którym wyróżnić można wiele ich typów, w tym najważniejsze: lodowce cyrkowe, lodowce dolinne, pola lodowe i czapy lodowe. W obrębie dużych lodowców można wyróżnić także lodowce wyprowadzające

Lodowce rodzą się tam, gdzie w ciągu całego roku więcej śniegu się akumuluje, niż abluje, szczególnie w strefach polarnych i wysokogórskich. Lodowce pełnią wiele ważnych funkcji, m.in. dostarczają wody rzekom oraz regulują bilans cieplny w skalach lokalnych i regionalnych. Ocieplenie klimatu sprawia, że zdecydowana większość lodowców traci masę, a ich ww. funkcje załamują się, zagrażając bezpieczeństwu setek milionów lub miliardów ludzi. Badania publikowane w latach 2019 i 2020 określiły średni bilans masy globalnej populacji lodowców w latach 2000. i 2010. jako ujemny, z grubsza od -250 do -335 gigaton na rok. Woda roztopowa z lodowców trafia do oceanu, przyczyniając się do wzrostu poziomu morza. W XX wieku to lodowce, a nie znacznie od nich większe lądolody, najbardziej przyczyniły się do wzrostu poziomu morza ze względu na swój krótszy czas reakcji na zmiany klimatyczne.  

Zob.: lód lodowcowy; firn; śnieg; metamorfoza śniegu; ruch lodowców; czoło lodowca; lodowiec cyrkowy; lodowiec dolinny; pole lodowe; czapa lodowa; lodowiec wyprowadzający; akumulacja; ablacja; bilans masy lodowców; gigatona; wzrost poziomu morza. Por.: góra lodowa; wieloletnia zmarzlina; lód morski; lądolód.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Czym nie jest lodowiec?; Klasyfikacja morfologiczna lodowców; Co mnie obchodzi zeszłoroczny śnieg? Część 1: Lodowce; Lodowcu, nie lej wody; Ile NAPRAWDĘ jest lodu na Ziemi?

Lodowiec cyrkowy (ang. cirque glacier) – typ lodowca górskiego wypełniającego dno cyrku. Lodowce cyrkowe nie posiadają jęzora lub jęzor jest bardzo krótki, w przeciwieństwie do lodowców dolinnych. Typowe lodowce cyrkowe mają długość i szerokość dochodzącą do ok. jednego kilometra i grubość nie przekraczającą 100 metrów.

Zob.: lodowiec; cyrk. Por.: lodowiec dolinny

Lodowiec dolinny (ang. valley glacier) – typ lodowca górskiego, którego jęzor wypełnia dno części doliny, a jego granica jest wyraźnie zarysowana. Lodowce dolinne często powstają z ekspansji lodowców cyrkowych. Lodowce dolinne mogą być proste, tj. składać się z wysoko położonej strefy akumulacji i jednego jęzora, lub złożone, kiedy dwa lub więcej jęzorów łączy się i spływa razem w dolinie głównej. Największe lodowce dolinne mogą mieć długość do ok. 100 kilometrów i grubość setek metrów.

Zob.: lodowiec; akumulacja. Por.: lodowiec cyrkowy

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Klasyfikacja morfologiczna lodowców – lodowiec dolinny

Lodowiec szelfowy – patrz: półka lodowa

Lodowiec wyprowadzający (ang. outlet glacier) – lodowiec drenujący część lądolodu, czapy lodowej lub pola lodowego, połączony w swojej górnej części z główną masą obiektu macierzystego, przez co trudno jednoznacznie wyznaczyć jego granice. Lodowce wyprowadzające często przybierają formę jęzora wciskającego się w obniżenia terenu, przypominając lodowce dolinne. Lodowce wyprowadzające osiągają największe rozmiary na Antarktydzie (np. Lodowiec Lamberta).

Zob.: lodowiec; lądolód; czapa lodowa; pole lodowe; lodowiec dolinny; Antarktyda.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Klasyfikacja morfologiczna lodowców – lodowiec wyprowadzający

Lód lodowcowy (ang. glacier ice)lód stanowiący główną masę lodowca lub lądolodu, powstały z firnu jako efekt końcowy metamorfozy śniegu. Gdy firn osiąga gęstość ok. 830 kg/m3, przestrzenie powietrzne w lodzie ostatecznie zamykają się tracąc kontakt z nadległymi warstwami i atmosferą. Od tego momentu powietrze uwięzione jest w lodzie w postaci odizolowanych od otoczenia pęcherzyków, a masywny lód staje się lodem lodowcowym. W dalszej ewolucji lód lodowcowy może jeszcze zwiększać nieco swoją gęstość, rzadko przekraczając 900 kg/m3. Proces przemiany śniegu w lód lodowcowy trwa od kilku lat do około tysiąca lat, w zależności od warunków klimatycznych. 

Lód lodowcowy składa się dużych kryształów o średnicach liczonych nawet w centymetrach, z niewielką ilością powietrza i ewentualnie pewną ilością materii, głównie mineralnej, szczególnie w przydennych częściach lodowca. Czysty i gładki lód lodowcowy (np. wewnątrz lodowcowych jaskiń lub wzdłuż świeżych przełamów) ma błękitną barwę, ponieważ jego kryształy przepuszczają i rozpraszają światło niebieskie pochłaniając pozostałe barwy. Na powierzchni lodowca lód ma najczęściej barwę szarą ze względu na gromadzące się na nim zanieczyszczenia i szorstkość powierzchni. W związku z tym, typowe albedo lodu lodowcowego jest znacznie niższe niż śniegu i najczęściej zawiera się w przedziale od 20% do 40%. Z tego powodu powierzchnia lodu topnieje z reguły szybciej niż powierzchnia śniegu przy tych samym warunkach pogodowych, dlatego długo zalegająca pokrywa śnieżna jest dla lodowców bezcenną warstwą ochronną.

Zob.: lodowiec; lądolód; firn; metamorfoza śniegu; śnieg; albedo.

Lód morski (ang. sea ice) – cienka na ułamek metra lub kilka metrów warstwa lodu unosząca się na morzu i powstająca z zamarzania morskiej wody. W Polsce lód morski bywa często błędnie utożsamiany z lodowcami i górami lodowymi, zbudowanymi w lodu lodowcowego.

Lód morski pokrywa przede wszystkim (choć nie wyłącznie) Ocean Arktyczny wokół bieguna północnego oraz Ocean Południowy otaczający Antarktydę na południu. W ciągu roku lód morski cechuje bardzo wyraźna cykliczność: największe rozprzestrzenienie (maksimum) osiąga pod koniec zimy (marzec na półkuli północnej, wrzesień-październik na półkuli południowej), a najmniejsze (minimum) pod koniec lata (wrzesień na półkuli północnej, luty-marzec na półkuli południowej). W przypadku Arktyki obserwacje wykazują wieloletni spadek zasięgu lodu morskiego, szczególnie podczas wrześniowego minimum, tj. z ok. 8 milionów km2 w latach 1980. do ok. 4-5 milionów km2 w latach 2010., co tłumaczone jest zmianą klimatu, szczególnie silnie przejawiającą się w tym regionie poprzez ocieplenie. W Antarktyce z kolei, zmiana klimatu prowadziła w ostatnich dekadach do bardzo powolnego wzrostu zasięgu kry lodu morskiego, najprawdopodobniej przez coraz silniejsze wiatry, które spychają krę coraz dalej od kontynentu Antarktydy. Globalnie, powierzchnia lodu morskiego jednak spada, co niesie za sobą poważne konsekwencje.

Ze względu na wysokie albedo, lód morski jest fundamentalnym regulatorem temperatury, ponieważ odbija w Kosmos większość padającej na niego energii słonecznej. Efekt ten jest szczególnie ważny latem, kiedy słońce jest najwyżej nad horyzontem i dostarcza danej półkuli najwięcej energii. Z tego powodu, szybki zanik letniej pokrywy lodu morskiego w Arktyce jest szczególnie niepokojący, a jej całkowity zanik może znacznie spotęgować skalę zmian klimatu. Lód morski bierze też udział w cyrkulacji wód oceanicznych (cyrkulacja termohalinowa) oraz jest bogatym ekosystemem. Topnienie pokrywy lodu morskiego nie prowadzi jednak do wzrostu poziomu morza, ponieważ lód ten jest już w wodzie zanurzony.

Zob.: Antarktyda; Arktyka; Antarktyka; albedo. Por.: lodowiec; góra lodowa; lód lodowcowy; wzrost poziomu morza.

M

Mała Epoka Lodowa (ang. Little Ice Age)kilkusetletni okres klimatycznego ochłodzenia, z grubsza między XIV i połową XIX wieku, który zaznaczył się szczególnie silnie w regionie północnego Atlantyku. Ochłodzenie, które na półkuli północnej wyniosło średnio ok. 1 stopień Celsjusza, spowodowało wyraźny awans lodowców, co zostało szczególnie dobrze udokumentowane m.in. w Europie. Przyczyny ochłodzenia to najprawdopodobniej seria silnych erupcji wulkanicznych, które ograniczyły dopływ promieniowania słonecznego i inicjalny spadek temperatury. W dalszej kolejności rozrost kry lodu morskiego w Arktyce spowodował bardziej intensywne odbijanie promieniowania od powierzchni Ziemi w związku ze wzrostem albedo. W końcu, zaburzeniu uległy prądy morskie, w tym te niosące ciepłe masy wody w kierunku Europy.

Zob.: awans; lodowiec; lód morski; albedo. Por.: glacjał

Metamorfoza śniegu (ang. snow metamorphism) – proces wieloletniej przemiany śniegu, której stadium pośrednim jest firn, a ostatecznym lód lodowcowy. W zależności od warunków klimatycznych, tempa akumulacji i charakteru ablacji, przebieg metamorfozy może mieć odmianę mokrą lub suchą. Mokra metamorfoza śniegu w lód lodowcowy jest względnie szybka (kilka-kilkadziesiąt lat) i zachodzi w regionach, gdzie pokrywa śniegu i firnu jest częściowo nadtapiana w cieplejszej porze roku, a powstała w ten sposób woda roztopowa przesiąka w głąb pokrywy i tam ponownie zamarza. W obszarach bardzo zimnych, gdzie topnienie nie zachodzi wcale (np. wnętrze Antarktydy), sucha metamorfoza trwa od kilkuset do około tysiąca lat.

Zob.: śnieg; firn; lód lodowcowy; akumulacja; ablacja; Antarktyda.

Morena (ang. moraine)powstały przez działalność lodowca lub lądolodu wał równoległy do krawędzi lodu zbudowany z gliny (okruchów skalnych różnych rozmiarów) i ewentualnie lodu lodowcowego. Tak rozumiane moreny można najogólniej podzielić na czołowe (powstałe przy czole i będące świadectwem zmian jego pozycji) i boczne (powstałe między bocznymi krawędziami lodowca i przylegającymi do niego stokami skalnymi, będące wskaźnikami dawnej grubości lodowca). Zależnie od dynamiki ruchu lodu i lokalnych uwarunkowań, moreny czołowe mogą powstawać zarówno w czasie awansu lodowca, w czasie postoju czoła, jak i w trakcie ogólnej recesji. Moreny czołowe są powszechne w Polsce nizinnej i Tatrach i są pamiątkami po ostatnim glacjale.

W innym znaczeniu, termin “morena” może być stosowany jako zbiorcze określenie materiału mineralnego niesionego przez poruszający się lodowiec na powierzchni, wewnątrz lodowca lub na kontakcie z podłożem. 

Zob.: lodowiec; lądolód; glina lodowcowa; lód lodowcowy; czoło lodowca; ruch lodowców; awans; recesja.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Poznań, miasto (polodowcowych) doznań; Zmumifikowane andyjskie moreny

N

Nunatak (ang. nunatak)pochodzące z języka grenlandzkiego słowo oznaczające górę lub skałę wybijającą się ponad lód lodowcowy i otoczoną nim z każdej strony.

Zob.: lód lodowcowy

P

Penitent (ang. penitente) – wysoka na centymetry lub metry iglica nachylona w stronę wyznaczającą punkt górowania słońca, powstająca na pokrywie śnieżnej lub lodowcach w środowiskach o niskiej wilgotności i temperaturze powietrza oraz wysokiej intensywności promieniowania słonecznego. Pola penitentów powstają przy udziale sublimacji, specyficznego przepływu wilgoci nad nieregularną powierzchnią i nierównomiernego jej oświetlenia. Często spotykane w wysokich partiach suchych części Andów, przede wszystkim w środkowym Chile.

Zob.: śnieg; lodowiec.

Plejstocen (ang. Pleistocene) – patrz: glacjał

Pole lodowe (ang. icefield) masa lodu lodowcowego o powierzchni poniżej 50 tysięcy km2, którego grubość jest zbyt niska, aby osiągnąć niezależność powierzchniowego ruchu lodu od ukształtowania podłoża, co odróżnia je od czap lodowych. Duże pola lodowe mają rozmiary województw (do kilkunastu tysięcy km2) i postać wielkich kompleksów lodowców wyprowadzających, oddzielonych od siebie nunatakami, które drenują jedną lub więcej wspólnych stref akumulacji. Mniejsze pola lodowe często rozwijają się na względnie płaskich powierzchniach szczytowych pojedynczych masywów górskich i przykrywają, co prawda, teren w całości, ale warstwą zbyt cienką, aby wypukłości podłoża nie zaznaczały się na powierzchni lodu i tym samym nie wpływały na jego ruch.

Zob.: lód lodowcowy; lodowiec wyprowadzający; akumulacja. Por.: czapa lodowa

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Klasyfikacja morfologiczna lodowców – pole lodowe

Półka lodowa, lodowiec szelfowy (ang. ice shelf) – względnie płaskie przedłużenie zanurzonego w morzu lądolodu lub lodowca, połączone z masą główną, lecz unoszące się na wodzie. Obecnie półki lodowe występują niemal wyłącznie na Antarktydzie, którą okalają na większości jej obwodu i cielą największe góry lodowe. Powstają, gdy strumienie bardzo zimnego, a dzięki temu wytrzymałego, lodu docierają do morza i dalej się rozprzestrzeniają po utraceniu kontaktu z morskim dnem wzdłuż linii gruntowania. Półki lodowe mają z reguły grubość kilkuset metrów, a największe z nich mają powierzchnię setek tysięcy km2. Przetrwanie półek lodowych i stabilność pozycji ich linii gruntowania są kluczowe dla stabilności lądolodów, szczególnie lądolodów morskich.

Zob.: lądolód; lodowiec; Antarktyda; cielenie; góra lodowa; linia gruntowania; ruch lodowców; wzrost poziomu morza; lądolód morski.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: Klasyfikacja morfologiczna lodowców – lodowiec szelfowy; Rozpad lodowców szelfowych Półwyspu Antarktycznego

Prędkość bilansowa (ang. balance velocity)teoretyczna prędkość ruchu, z którą lodowiec lub lądolód powinien się poruszać w danym punkcie, aby zachować równowagę bilansu masy i swój oryginalny profil (kształt).

Prędkość bilansowa wynika głównie z bilansu masy. Lodowce w klimatach wilgotnych akumulują zimą wielkie ilości śniegu. Dzięki temu ich czoła mogą docierać daleko od miejsca narodzin lodu, np. do nisko położonych cieplejszych obszarów, w których czoła tracą latem wielkie ilości masy przez silną ablację. Wymusza to szybki przepływ lodu z góry na dół po to, aby zrekompensować straty na czole. Odwrotnie jest w klimatach suchych (np. polarnych), w których lodowce poruszają się generalnie wolniej. Lodowiec poruszający się z prędkością bilansową dokładnie równoważy straty w dolnych częściach napływem lodu z górnych części, dzięki czemu czoło pozostaje w niezmiennym miejscu, a grubość lodu wzdłuż całej jego linii nie zmienia się. 

W rzeczywistości doskonała równowaga zdarza się jednak rzadko, ponieważ prędkość ruchu lodowców i bilans masy są zmienne w czasie. Spadek aktualnej prędkości lodu poniżej prędkości bilansowej spowodowałby pogrubianie lodowca w górnych częściach i cienienie w dolnych, a wzrost prędkości – odwrotnie. Wyjątkowo dobrze ilustrują to szarże lodowcowe.

Zob.: ruch lodowców; lodowiec; lądolód; bilans masy lodowców; akumulacja; śnieg; czoło lodowca; ablacja; szarża lodowcowa.

Proglacjalny (ang. proglacial) – przymiotnik opisujący lokalizację obiektu lub zjawiska przed czołem lodowca lub lądolodu, np. jezioro proglacjalne.

Zob.: czoło lodowca; lodowiec; lądolód. Por.: supraglacjalny; subglacjalny; inglacjalny.

R

Recesja (ang. retreat) – zanik lodowca lub lądolodu przejawiający się wycofywaniem czoła ku coraz wyższym terenom. Recesja jest reakcją na ujemny bilans masy lodowca (w tym cielenie gór lodowych) lub na spowolnienie ruchu poniżej prędkości bilansowej (np. fazę uspokojenia w cyklu szarż lodowcowych).

Zob.: lodowiec; lądolód; czoło lodowca; bilans masy lodowca; cielenie; góra lodowa; ruch lodowców; prędkość bilansowa; szarża lodowcowa. Por.: awans.

Ruch lodowców (ang. ice flow/ice motion) – powolne spełzywanie lodowca lub lądolodu w dół na skutek deformacji lodu lodowcowego, ewentualnie połączone z poślizgiem lodu po podłożu. 

Lód lodowcowy jest materiałem lepkoplastycznym, co oznacza, że zachowuje się on jak ciało stałe tak długo, aż osiągnięcie krytycznego naprężenia rozpocznie jego deformację i pełzanie. Deformacja rozpoczyna się z reguły, gdy masa lodowa osiąga kilkadziesiąt metrów grubości i od tego momentu masę tę można już nazwać lodowcem. Tempo deformacji lodowców rośnie wraz ze wzrostem grubości lodu, jego stromizny i temperatury. Przestrzenne różnice w tempie ruchu prowadzą do pękania powierzchni, rozwoju sieci szczelin i seraków.

Oprócz deformacji, lodowce mogą korzystać z dodatkowych sposobów na nabieranie prędkości, takich jak m.in. poślizg po podłożu lub deformacja subglacjalnych osadów. Dotyczy to jednak tylko tych lodowców, których spodnia warstwa jest w punkcie topnienia, co zapobiega przymarznięciu lodu do podłoża i umożliwia istnienie wody w stanie ciekłym, nawilżającej kontakt lodu z podłożem i redukującej tarcie.

Wszystko to sprawia, że lodowce w temperaturze punktu topnienia (głównie niskie i średnie szerokości geograficzne) poruszają się zazwyczaj znacznie szybciej (typowo kilkadziesiąt-kilkaset metrów rocznie), niż lodowce zimne (występujące głównie w strefach polarnych; kilka-kilkanaście metrów rocznie). Prędkość ruchu jest jednak wynikiem kombinacji wielu czynników, m.in. bilansu masy, tempa deformacji, dostępności wody, szorstkości podłoża i innych, dlatego reguła ta nie jest uniwersalna.

Prędkość ruchu lodowców nie jest stała i zmienia się w skali dekad (np. w odpowiedzi na zmianę grubości lodu), pór roku (np. letnie przyspieszenia związane z wytapianiem wody roztopowej i jej transportem do podłoża lodowca) i dni (skutkiem np. opadów deszczu, pojedynczych epizodów silnego topnienia, pływów morskich). Typowe prędkości bilansowe lodowców, tj. teoretyczne prędkości pozwalające lodowcom na zachowanie równowagi, zawierają się w przedziale od jednego do kilkuset metrów na rok. Lodowce nie będące w równowadze mogą mieć prędkości wyższe lub niższe niż prędkość bilansowa. Przykładowo, na szybko tracącym masę lodowcu Jakobshavn (lodowcu wyprowadzającym lądolodu Grenlandii) w pewnym okresie prędkość osiągnęła 17 km na rok (ok. 2 metry na godzinę). Skrajnym przypadkiem wahań prędkości są szarże lodowcowe. Lodowiec Kutiah w Pakistanie awansował w czasie szarży w 1953 roku o 12 km w ciągu trzech miesięcy (średnio ok. 5 metrów na godzinę).

Zob.: lodowiec; lądolód; lód lodowcowy; szczelina; serak; subglacjalny; bilans masy; prędkość bilansowa; lodowiec wyprowadzający; Grenlandia; szarża lodowcowa; awans.

S

Serak (ang. serac) – wielki blok, kolumna lub iglica lodowa na powierzchni lodowca, często niestabilny. Pola seraków powstają podczas pękania powierzchni w wyniku nierównomiernej i względnie wysokiej prędkości ruchu lodu, np. między przecinającymi się szczelinami. Najczęściej spotykane w miejscach wyboistego podłoża lodowca lub na czołach zawieszonych nad urwiskami.

Zob.: lodowiec; ruch lodowców; szczelina; czoło lodowca. Por.: penitent.

Studnia (ang. moulin) – owalna lub nieregularna bardzo głęboka dziura w powierzchni lodowca lub lądolodu, czasem sięgająca od powierzchni aż do podłoża. Najczęściej pamiątka po dawnej, zamkniętej już szczelinie przegłębionej przez wodę. Do studni wiedzie zazwyczaj potok supraglacjalny odprowadzający wodę roztopową z wyższych części lodowca, który wpadając do studni zasila subglacjalny lub inglacjalny system kanałów odwadniających.

Zob.: lodowiec; lądolód; szczelina; supraglacjalny; subglacjalny; inglacjalny.

Subglacjalny (ang. subglacial) –  przymiotnik opisujący lokalizację obiektu lub zjawiska pod lodowcem lub lądolodem, np. kanał subglacjalny, osady subglacjalne, woda subglacjalna, topnienie subglacjalne.

Zob.: lodowiec; lądolód. Por.: supraglacjalny; inglacjalny; proglacjalny.

Supraglacjalny (ang. supraglacial) – przymiotnik opisujący lokalizację obiektu lub zjawiska na powierzchni lodowca lub lądolodu, np. kanał supraglacjalny, osad supraglacjalny.

Zob.: lodowiec; lądolód. Por.: subglacjalny; inglacjalny; proglacjalny

Szarża lodowcowa (ang. glacier surge) – dynamiczna niestabilność lodowców, objawiająca się nagłym, wielokrotnym przyspieszeniem prędkości ich ruchu. Zachowanie takie wykazuje ok. 1% lodowców świata. 

Większość udokumentowanych nagłych przyspieszeń ma charakter cykliczny. Cykl szarży obejmuje dwie zasadnicze fazy: długą fazę uspokojenia (ang. quiescent phase), w której lodowiec porusza się w tempie znacznie poniżej prędkości bilansowej, przez co przybiera na grubości w górnej części i traci masę w dolnej, oraz znacznie krótszą fazę aktywną (ang. active phase), będącą właściwym okresem przyspieszenia ruchu o 10-100 razy lub więcej względem fazy uspokojenia, w czasie której najczęściej dochodzi do awansu czoła (nawet pomimo ocieplenia klimatu) i powstawania wielu szczelin na powierzchni. Największe zanotowane awanse przekraczają 20 km. Rekordową prędkość podczas szarży zaobserwowano w 1953 roku na Lodowcu Kutiah w Pakistanie, który awansował o 12 km w ciągu trzech miesięcy (średnio ok. 5 metrów na godzinę). 

Długość cyklu zależna jest od klimatu regionu i jest krótsza w regionach oceanicznych (względnie ciepłych i wilgotnych, z reguły 10-30 lat) i dłuższa w polarnych (chłodnych i suchych, 50-100 lub więcej lat). Lodowce szarżujące występują w mniejszych lub większych gromadach w kilkunastu miejscach na Ziemi, z których najbardziej znane to Islandia, Svalbard, Alaska i Karakorum. Z tego względu badacze sugerują istnienie klimatycznych preferencji lodowców szarżujących, co zdają się potwierdzać obserwacje reakcji lodowców na zmiany klimatu – niektóre lodowce przestają szarżować w nowych warunkach klimatycznych, a inne zdają się rozpoczynać lub skracać cykl. Lodowce zimne, tj. o lodzie znacząco poniżej punktu topnienia, nie szarżują, gdyż przymarznięte są do podłoża.

Przyczyną wyzwalania szarż są zmiany hydrologii subglacjalnej. Najogólniej mówiąc, wieloletnie gromadzenie się pod lodem wody roztopowej powoduje wzrost jej ciśnienia, które po przekroczeniu krytycznej wartości prowadzi do znacznej redukcji tarcia lodu o podłoże. Powoduje to przyspieszenie ruchu trwające dopóty, dopóki nadmiar wody nie opuści systemu lodowca.

Zob.: lodowiec; ruch lodowców; prędkość bilansowa; awans; szczelina; czoło lodowca; subglacjalny.

Czytaj więcej na Glacjoblogii: O szalonych szarżujących lodowcach

Szczelina (ang. crevasse) – podłużne pęknięcie w powierzchni lodowca spowodowane przestrzennymi różnicami w prędkości ruchu lodu. Gęstym sieciom szczelin często towarzyszą seraki. Przypowierzchniowa warstwa lodowca nie jest plastyczna jak warstwy głębsze, lecz krucha, dlatego pęka w strefach przyspieszenia ruchu aż do głębokości do ok. 40 metrów. Generalnie liczba szczelin rośnie wraz ze wzrastającą aktywnością (prędkością) lodowca, np. podczas aktywnej fazy szarż lodowcowych. Zależnie od rozkładu naprężeń w lodzie, szczeliny mogą mieć przebieg poprzeczny do ruchu lodu, podłużny lub skośny. Szczeliny wywierają istotny wpływ na hydrologię i dynamikę lodowca, ponieważ ich obecność umożliwia wodzie roztopowej łatwy transfer do podłoża lodowca. Szczeliny są wielkim zagrożeniem dla podróżujących po lodowcach ludzi, szczególnie przykryte śniegiem.

Zob.: lodowiec; ruch lodowców; serak; szarża lodowcowa.

Ś

Śnieg (ang. snow)opad atmosferyczny w formie kryształów lodu o strukturze heksagonalnej, często w formie płatków, lub jego nagromadzenie na powierzchni Ziemi w formie pokrywy.

Śnieg jest bardzo ważnym elementem kriosfery i hydrosfery, regulującym m.in. przepływy rzeczne na wielkiej części powierzchni Ziemi, termikę gruntów, a także ilość pochłanianej energii słonecznej przez Ziemię poprzez wysokie albedo. Permanentna pokrywa śnieżna obecna jest na lodowcach i lądolodach przez cały rok, a sezonowa osiąga powierzchnię ok. 47 milionów km2, w ogromnej większości na półkuli północnej. 

Śnieg jest podstawowym budulcem lodowców i lądolodów. Opady śniegu, jego przewiewanie przez wiatr oraz lawiny są najważniejszymi procesami akumulacji na lodowcach, a ilość dostarczanego śniegu jest zależna od regionalnego klimatu i efektów lokalnych. Świeża pokrywa śnieżna ma najwyższe albedo na Ziemi (do ok. 90%) i niską gęstość (najczęściej od 50 do 200 kg/m3) ze względu na niewielkie upakowanie kryształów, a w związku z tym znaczną zawartość powietrza. W miarę postępu sezonu topnienia, pokrywa śnieżna osiada (gęstnieje), jej albedo spada, a cząstki tracą heksagonalny kształt na korzyść małych lodowych ziarenek. Stary zimowy śnieg pod koniec sezonu topnienia osiąga typową gęstość na poziomie 400-550 kg/m3 i albedo od 40% do 60%.

W odpowiednich warunkach pokrywa śnieżna może ulegać dalszej metamorfozie w firn i lód lodowcowy.

Zob.: kriosfera; albedo; lodowiec; lądolód; akumulacja; metamorfoza śniegu; Por.: firn; lód lodowcowy.

W

Wieloletnia zmarzlina (ang. permafrost) – grunt, którego temperatura jest niższa od 0 stopni Celsjusza przez co najmniej dwa kolejne lata, zarówno na lądach, jak i pod wodą lub pod lodowcem/lądolodem. Zmarzlina pokrywa ok. ćwierć powierzchni lądów na półkuli północnej i może obejmować zarówno gleby, jak i lite skały, więc nie musi zawierać lodu. Najczęściej jednak w skład zmarzliny wchodzi kombinacja drobnych i grubszych osadów mineralnych oraz lód w proporcji od kilku do kilkudziesięciu procent. Wieloletnia zmarzlina może sięgać do setek metrów w głąb Ziemi lub więcej. W Polsce często jest mylona ze zlodowaceniem, lodowcem i lodem morskim.

Bezpośrednio nad zmrożonym gruntem znajduje się warstwa, która rozmarza latem do głębokości od kilkunastu centymetrów do kilku metrów (zależnie od regionu) – tzw. warstwa czynna (ang. active layer). Wraz z postępującym ociepleniem klimatu, warstwa czynna stopniowo rozmarza do coraz znaczniejszych głębokości, a temperatura zmarzliny pod nią systematycznie rośnie. W związku z tym zmarzlina w wielu obszarach świata ulega degradacji, co prowadzi do destabilizacji powierzchni (osunięcia i zapadliska) oraz stanowi duże zagrożenie dla ludzi i ich infrastruktury (domów, dróg, rurociągów, torów kolejowych itd.). Z tego powodu, dawniej używany termin “wieczna zmarzlina” nie jest już stosowany w środowisku naukowym.

Ponieważ zmarzlina generalnie taje, rozmarzają również uwięzione w niej od setek i tysięcy lat szczątki organiczne, a łącznie z nimi prastare bakterie i wirusy, które potencjalnie stanowią zagrożenie do ludzi. W dużych ilościach uwalniany jest także produkt rozkładu obumarłych organizmów: związki węgla, w tym metan (CH4) i dwutlenek węgla (CO2), silne gazy cieplarniane, które będą przyczyniać się do dalszego przyspieszenia ocieplenia klimatu.

Por.: lodowiec; lądolód; lód morski.

Wzrost poziomu morza (ang. sea-level rise) – wielowymiarowy proces zachodzący szczególnie intensywnie w czasach wielkoskalowego ocieplenia klimatu, związany głównie z topnieniem lodowców i lądolodów oraz z ekspansją termiczną wody. Zjawisko wzrostu średniego poziomu morza zachodzi współcześnie w średnim tempie ok. 3-4 milimetrów rocznie. W związku z coraz bardziej ujemnym bilansem masy światowy lód dolewa do oceanu wielką ilość wody roztopowej (w latach 2010. kilkaset gigaton rocznie, łącznie z lodowców i lądolodów), co odpowiada za większość obserwowanego wzrostu. Drugim najważniejszym czynnikiem jest wzrost objętości wody oceanicznej w miarę wzrostu jej średniej temperatury. Zależnie od przebiegu emisji CO2 w przyszłości i związanego z nią dalszego ocieplenia klimatu, do końca XXI wieku średni poziom morza może wzrosnąć nawet o ok. metr w stosunku do początku XX wieku. Wzrost taki jest wielkim zagrożeniem dla obszarów nadmorskich, ich infrastruktury (w tym portów) oraz setek milionów ludzi mieszkających w bliskim sąsiedztwie morza.

Całkowite stopienie światowego lodu podniosłoby średni poziom morza o ok. 66 metrów, co jednak zajęłoby setki lub tysiące lat. Odwrotny proces, tj. spadek poziomu morza, zachodzi w okresach ochłodzenia klimatu. W czasie ostatniego wielkiego zlodowacenia (glacjału) poziom morza był nawet o ok. 120 metrów niższy niż współczesny.

Wahania poziomu morza są niejednorodne na świecie, ponieważ wiążą się z efektami lokalnymi, m.in. anomaliami grawitacyjnymi i pionowymi ruchami skorupy ziemskiej (np. izostatycznymi). W związku z tym nawet podczas długotrwałego wzrostu średniego poziomu morza, w niektórych miejscach lokalny poziom może spadać, a dno morskie być systematycznie odsłaniane.

Zob.: lodowiec; lądolód; bilans masy lodowców; gigatona; glacjałizostazja.

Z

Ziemia śnieżka  (ang. Snowball Earth) hipoteza, zgodnie z którą Ziemia w pewnych etapach swojej historii geologicznej bywała całkowicie, lub niemal całkowicie, pokryta lodem, zarówno lodem morskim, jak lądolodami i lodowcami. Hipoteza opiera się na dowodach geologicznych (skamieniałe gliny – osady lodowcowe – zachowane w warstwach skalnych na całym świecie) i wynikach symulacji komputerowych, według których fizycznie możliwe jest całkowite zlodowacenie planety dzięki silnemu efektowi albedo. Ostatnie z okresów Ziemi śnieżki miały miejsce prawdopodobnie od 720 do 640 milionów lat temu, z których każdy trwał kilka-kilkadziesiąt milionów lat.

Zob.: lód morski; lądolód; lodowiec; glina lodowcowa; albedo. Por.: glacjał

Zmarzlina – patrz: wieloletnia zmarzlina