Західно-Антарктичний льодовиковий щит

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Перейти до: навігація, пошук

Західно-Антарктичний льодовиковий щит (ЗАЛЩ) — частина льодовикового щиту, яка охоплює Західну (або Малу) Антарктиду, частину Антарктиди що лежить в західній півкулі і обмежена Трансантарктичними горами. ЗАЛЩ класифікується як морський льодовиковий щит, підмурівок цього щита на великих площах занурено нижче рівня океану, а його край обмежено шельфовими льодовиками Росса і Ронне-Фільхнера та вивідних льодовиків, які стікають в море Амундсена.

Опис[ред.ред. код]

За оцінками, об'єм льодовикового покриву Антарктиди становить близько 25400000 км³, з них ЗАЛЩ містить трохи менше 10%, або 2,2 млн км³.[1]Через льодовикове навантаження під час ізостатичного процесу підмурів'я зазнало занурення в межах від 0,5 до 1 км[2]. Середня товщина біля 1.1 км. Поверхня не здіймається вище 2 км.

Шельфові льодовики Антарктиди, є плавучим продовженням її наземного і «морського» покровів. Їх загальна площа - 1,5 мільйона км², причому найбільші з них - шельфові льодовики Росса і Ронне-Фільхнера, що займають внутрішні частини морів Росса та Уедделла, мають площі по 0,6 мільйона км² кожний. Плавучий лід цих льодовиків відділений від «основного» щита лініями налягання, а його зовнішні кордони утворені фронтальними обривами, або бар'єрами (дивись бар'єр Росса), які постійно оновлюються завдяки відколюванню айсбергів. Товщина льоду у тилових межах може сягати до 1 - 1,3 км, у бар'єрів вона рідко перевищує 150 - 200 м.

Антарктичний лід розтікається з декількох центрів до периферії покриву. У різних його частинах цей рух йде з різною швидкістю. У центрі Антарктиди,, лід рухається повільно, у льодовикового краю його швидкість зростає до багатьох десятків і сотень метрів на рік, тут швидше за все рухаються крижані потоки, що розвантажуються у відкритий океан. Їх швидкості нерідко досягають кілометра на рік, а один з крижаних потоків Західної Антарктиди - льодовик Пайн-Айленд - «робить» кілька кілометрів на рік.

Проте більшість льодовикових потоків впадає не в океан, а в шельфові льодовики. Льодовикові потоки цього роду рухаються повільніше, їх швидкості не перевищують 300 - 800 м/рік. Таку «повільність» зазвичай пояснюють опором з боку шельфових льодовиків, які самі, як правило, бувають загальмовані берегами і обмілинами. У зв'язку з цим фахівці пророкують, що глобальне потепління клімату може викликати своєрідний «ефект доміно»: підвищиться температура — зруйнуються шельфові льодовики, не буде цих льодовиків — отримають свободу льодовикові потоки, їх швидкості різко зростуть, даючи початок масовому «спуску» льоду в океан. А це може призвести до катастрофічно швидкого підйому рівня океану, що обіцяє великі неприємності всім прибережним районам Землі, в тому числі і далеким від Антарктиди.

Примітки[ред.ред. код]

  1. Lythe, Matthew B.; Vaughan, David G. (June 2001). «BEDMAP: A new ice thickness and subglacial topographic model of Antarctica». Journal of Geophysical Research 106 (B6). с. 11335–11352. Bibcode:2001JGR...10611335L. doi:10.1029/2000JB900449. 
  2. Anderson, John B. (1999). Antarctic marine geology. Cambridge University Press. с. 59. ISBN 0-521-59317-4. 

Ресурси Інтернету[ред.ред. код]