Надльодовикове озеро
Надльодовиковим озером є будь-який став рідкої води на поверхні льодовика. Хоча такі стави є ефемерними, вони можуть сягати кількох кілометрів у довжину та десятків метрів у глибину. Надльодовикові озера можуть існувати протягом місяців, або й десятків років поспіль, проте можуть спорожніти за лічені години.
Період існування[ред. | ред. код]
Озера можуть утворюватись внаслідок танення поверхні льодовика в теплу пору року, або від опадів у періоди мусонів. Вони можуть розсочуватись шляхом виходу з власних берегів, або утворивши льодовиковий млин.
Вплив на льодові маси[ред. | ред. код]
Озера діаметром понад 300 метрів здатні утворити наповнені водою тріщини на поверхні льодовика внаслідок процесу виморожування. Зв'язок поверхні з опорою льодовика таким шляхом називається льодовиковим млином. Після утворення цих тріщин озеро може спорожніти за 2-18 годин, передавши теплу воду до основи льодовика й таким чином змастивши його опору, що в свою чергу змушує льодовик до руху[1]. Темп спорожнення такого озера еквівалентний темпу потоку Ніагарського водоспаду. Такі льодовикові тріщини, утворені на шельфових льодовиках, можуть проникати вниз до океану та докладати до їх розламування[2].
Надльодовикові озера також мають зігрівальний ефект на льодовики; маючи нижче, аніж в льоду, альбедо, вода вбирає більше сонячної енергії, що призводить до нагрівання та (потенційно) подальшого танення.
Контекст[ред. | ред. код]
Надльодовикові озера можуть утворюватись на будь-якій зоні льодовика.
Відступальні льодовики Гімалаїв утворюють різноманітні та довговічні озера багатокілометрового діаметру та глибиною в десятки метрів.[3] Вони можуть бути оточеними моренами; деякі є достатньо глибокими, аби розшаруватись за щільністю[3]. Більшість з них продовжують свій ріст ще з 1950 років; з того часу льодовики продовжують зменшуватись.[3]
Проліферація надльодовикових озер передувала обвалу шельфового льодовика Ларсена Б у 2001 році, та могла бути з ним пов'язаною.
Такі озера є також виразними в Ґренландії, де їх певною мірою пов'язують з рухом льоду.
Відкладення[ред. | ред. код]
Часточки осаду часто нагромаджуються в надльодовикових озерах; вони змиваються туди талими або дощовими водами, що ці озера живлять. Природа цих відкладень залежить від походження води, а також від відстані конкретної ділянки до краю льодовика та краю озера. Кількість уламків та сміття на поверхні льодовика також впливають на це значною мірою. Природно, відкладення в довговічних озерах відрізняються від відкладень молодих озер.[4]
Здебільшого серед відкладень зустрічаються крупнозернисті фрагменти піску та гравію. Темп їх накопичення може становити до 1 метра на рік поблизу берегів більших озер.[4]
Під час танення льодовика його осад може зберігатись у вигляді надльодовикової морени.
Джерела[ред. | ред. код]
- ↑ Krawczynski, M.J.; Behn, M.D.; Das, S.B.; Joughin, I. (2007). Constraints on melt-water flux through the West Greenland ice-sheet: modeling of hydro-fracture drainage of supraglacial lakes. Eos Trans. AGU,. Т. 88(52). с. Fall Meet. Suppl., Abstract C41B-0474. Архів оригіналу за 28 грудня 2012. Процитовано 4 березня 2008.
- ↑ Lemke, P.; Ren, J.; Alley, R.B.; Allison, I.; Carrasco, J.; Flato, G.; Fujii, Y.; Kaser, G.; Mote, P.; Thomas, R.H.; Zhang, T. (2007). Observations: Changes in Snow, Ice and Frozen Ground (PDF). У Solomon, S.; Qin, D.; Manning, M.; Chen, Z.; Marquis, M.; Averyt, K.B.; Tignor, M.; Miller, H.L. (ред.). Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press. Архів оригіналу (PDF) за 24 вересня 2015. Процитовано 13 квітня 2020.
- ↑ а б в Chikita, K.; Jha, J.; Yamada, T. (2001). Sedimentary effects on the expansion of a Himalayan supraglacial lake. Global and Planetary Change. 28 (1–4): 23—34. doi:10.1016/S0921-8181(00)00062-X. Архів оригіналу за 30 червня 2018. Процитовано 4 березня 2008.
- ↑ а б Syverson, K.M. (1998). Sediment record of short-lived ice-contact lakes, Burroughs Glacier, Alaska. Boreas. 27 (1): 44—54. doi:10.1111/j.1502-3885.1998.tb00866.x. Процитовано 4 березня 2008.