Liustikud eksisteerivad kõikjal, kus lume kogunemise kiirus ületab oluliselt ablatsiooni (sulamise ja aurustumise) kiirust. Võti liustike tekkemehhanismi mõistmiseks pärineb kõrgmäestiku lumeväljade uurimisest.

Värskelt sadanud lumi koosneb õhukestest tabelikujulistest kuusnurksetest kristallidest, millest paljudel on õrn pitsiline või võrelaadne kuju.

Mitmeaastastele lumeväljadele langevad kohevad lumehelbed sulavad ja külmuvad uuesti firni-nimelise jääkivi teralisteks kristallideks. Nende terade läbimõõt võib olla 3 mm või rohkem. Viilukiht meenutab külmunud kruusa.
Aja jooksul, kui lumi ja fir kuhjuvad, tihenevad viimaste alumised kihid ja muutuvad tahkeks kristalliliseks jääks.
Järk-järgult suureneb jää paksus, kuni jää hakkab liikuma ja tekib liustik.

Lume liustikuks muutumise kiirus sõltub peamiselt sellest, mil määral ületab lume kogunemise kiirus ablatsiooni kiirust.

Liustik tekib seal, kus lume ja jää kogunemine ületab selle ablatsiooni. Teatud hetkel hakkavad kogunenud lume- ja jäämassid surve mõjul edasi liikuma ülemised kihid jää ja selle pinna kalle, millel liustik asub. Väga järskudel maastikupindadel võib see protsess toimuda ka siis, kui jää paksus on jõudnud vaid 15 meetrini.
Liustikku moodustav lumi läbib korduvaid sulamis- ja kogunemisprotsesse, mis muudavad selle firniks, spetsiifiliseks jäägraanuliteks. Pealmiste jää- ja lumekihtide survel muutuvad need graanulid üha õhemaks firniks. Mõne aja pärast läbivad firnikihid täiendavad tihenemisprotsessid ja moodustavad seega liustikujää.
Selline jää on väiksema tihedusega võrreldes avatud veepindadele tekkinud jääga, kuna lumehelveste vaheline õhk ummistub ja moodustab jääkristallide vahele õhumulle.

Liustiku märgatav sinakas toon on ekslikult omistatud Rayleighi hajumisele õhumullides jääs. Liustik on sinakas samal põhjusel, miks vesi on sinine; See efekt ilmneb punase valguse spektri vähese neeldumise tõttu vee molekulis.

Kõrgus ja topograafia – need kaks tegurit on liustike moodustumise protsessis määravad. Ülaltoodud joonisel on näited kolmest mäetipud, samas kui liustiku moodustumine toimub ainult ühel neist.
Vasakpoolsel mäel ei toimu liustike teket seetõttu, et mäe tipp jääb lumepiirist allapoole, mistõttu lund ei kogune aastast aastasse, mis on vajalik tingimus liustiku moodustumine.
Parempoolne mäetipp on lumepiirist kõrgemal, kuid mäe järskude nõlvade tõttu ei jää lumi nende peale ja liustik ei teki. Kesklinnas asuval mäel on täidetud mõlemad tingimused: toimub iga-aastane lume kogunemine ja mäe topograafia aitab kaasa liustiku tekkele.

Liustikud eksisteerivad kõikjal, kus lume kogunemise kiirus ületab oluliselt ablatsiooni (sulamise ja aurustumise) kiirust. Võti liustike tekkemehhanismi mõistmiseks pärineb kõrgmäestiku lumeväljade uurimisest. Värskelt sadanud lumi koosneb õhukestest tabelikujulistest kuusnurksetest kristallidest, millest paljudel on õrn pitsiline või võrelaadne kuju. Mitmeaastastele lumeväljadele langevad kohevad lumehelbed sulavad ja külmuvad uuesti firni-nimelise jääkivi teralisteks kristallideks. Nende terade läbimõõt võib olla 3 mm või rohkem. Viilukiht meenutab külmunud kruusa. Aja jooksul, kui lumi ja fir kuhjuvad, tihenevad viimaste alumised kihid ja muutuvad tahkeks kristalliliseks jääks. Järk-järgult suureneb jää paksus, kuni jää hakkab liikuma ja tekib liustik. Lume liustikuks muutumise kiirus sõltub peamiselt sellest, kui palju lume kogunemise kiirus ületab ablatsiooni kiirust

Liustikud tekivad lume kuhjumisel ja selle muutumisel (metamorfiseerumisel) jääks. Liustike tekkeks on vajalik külm ja niiske kliima, kus mahasadanud lume hulk on suurem või võrdne sulava lume kogusega. Lume kogunemine on võimalik ainult negatiivse keskmise aastatemperatuuri (alpi) ja jalami liustike (foothill liustikud) korral.

Lumepiiriks nimetatakse joont, mis piirab vööndit, mille piires aastane tahkete sademete keskmine hulk on võrdne selle vähenemisega. Liustikud tekivad ainult lumepiiri kohal. Lumepiiri asukoht sõltub piirkonna laiuskraadist. Gröönimaal langeb see kokku nullmärgiga, Kaukaasias 3000 m, Altai ahelikus - 4800 m, Himaalajas kuni 6000 m Sõltub ka kliima niiskusest. Alpides läbib see 2600 m, Lääne-Kaukaasias - 2700 m, Ida-Kaukaasias - 3800. Olenevalt nõlva avatusest muutub sademete hulk, muutub ka lumepiiri asend. Nii läbib see Altai aheliku põhjanõlvadel 4000 m kõrgusel, lõunanõlvadel - 4800 m kõrgusel.

Sama mäestikusüsteemi piires on lumepiir eesmistel harjadel madalam. Nii langeb Tien Shani eesmistel mäeharjadel lumepiir 600 meetrit madalamale kui põhiharjadel. Reeglitest on ka erandeid. Näiteks Lääne-Kaukaasias on Himsa liustik. See eksisteerib positiivse keskmiste aastatemperatuuride vööndis ja säilib ainult selle pinnale langeva suure lumekoguse tõttu. Merest tulev niiske õhk jahtub liustiku kohal ja annab sellele lumena vett. Seljandiku naaberaladel, kus liustikke pole, nii intensiivseid sademeid ei esine.

Kuidas jää tekib? Lumi langeb orgude põhja tahkete sademete kujul või kandub sinna laviinidena. Nõlvade tasastel ja nõgusatel osadel võib lund koguneda sadu aastaid. Päikese ja tuule mõjul muutub see firniks. Lumehelves on särav jääkristall. Päike ja tuul muudavad langenud lumehelbeid, samal ajal kui see kaotab oma tähekuju ja muutub teraliseks. Kui lumi sulab, imbub vesi selle paksusesse ja külmub seal. Kuid samal ajal ei teki uusi kristalle, vaid toimub olemasolevate kasv. Siin mängib olulist rolli ka sublimatsioon, lume sublimatsioon. Saadud veeaur kondenseerub ja külmub firni kristallidele. Firn on teralise struktuuriga lumi, mis on üle aasta vana. Nooremas eas kutsutakse firn tavaliselt firnlumeks. Terad kasvavad järk-järgult, ulatudes 5–100 millimeetrini.

Mida vanem nulg, seda sügavamal ta asub ja seda suuremad on selle terad. Terade kasvades tõrjub õhk välja ja see muutub tihedamaks. Lõpuks kasvavad terad kokku ja moodustavad homogeense massi – valge firni jää. Midagi sarnast näeme asfaldil kevadel, kui klaasipuhastid kõnniteelt jääd ära laastavad. Linnades aga muudavad jalakäijad värske lume jääks vaid paari päevaga, looduses kulub selleks aga aastaid.

Jää on ühtaegu rabe ja vormitav. Mida kõrgem on temperatuur ja rõhk, seda plastilisem on jää. Plastilisuse tõttu pressitakse alumised jääkihid välja ülemised kihid ja need hakkavad voolama. Viirusekihi alt roomab välja liustikujää. Loomulikult sõltub selle voolu suund maastikust. Selleks, et jää hakkaks mööda tasast pinda voolama, on vaja kuuskümmend meetrit paksuse jää raskust. Kui aga oru kalle on märkimisväärne, voolab jää madalama rõhuga. 40-45° kaldega piisab selleks vaid kahemeetrisest paksusest.

Jäävoolu kiirust mõõdetakse sentimeetrites ööpäevas, kuid suurte liustike puhul ulatub see 3-7 meetrini ööpäevas.

Liustik jaguneb toitumisvööndiks (firni bassein), kuhu koguneb põhiline lumemass, ja drenaažitsooniks - liustikukeeleks. Nende vahelist piiri nimetatakse firni jooneks.

Orgu alla voolates jää sulab ja lõpuks, mingil kõrgusel, muutub sissevoolava jää hulk võrdseks sulava jää kogusega. Siin lõpeb liustiku keel. Kui sademete hulk on konstantne, on liustik paigal. Kui see suureneb, liigub liustik edasi, kuni saavutab uuesti tasakaalu.

Kui kliima soojeneb ja tahkete sademete hulk väheneb, tõuseb tasakaalujoon orus kõrgemale. Liustiku kiirel taandumisel peatuvad keeleotstes või ranniku lähedal asuvad jääalad, mis on tavaliselt kaetud moreenkattega, liikumise ja eralduvad liustikust. Seda tüüpi jääd nimetatakse surnud jääks. Moreenkatte all olev jää sulab ebaühtlaselt, moodustades kraatreid, järvi ja järske murranguid. Selliste alade läbimine nõuab erilist tähelepanu. Paksu prahiga kaetud surnud jääd nimetatakse mattunud jääks.

Liustiku algstaadiumit nimetatakse lumeväljaks. Kui lumeliustiku massid saavutavad sellise paksuse, hakkavad nad märgatavalt liikuma, muutuvad tõelisteks liustikeks.

Liitumisel moodustavad oru liustikud dendriitse liustiku ja dendriitsed liustikud ühinedes võrkjas liustikusüsteemi.

Liustikud nimetatakse jää stabiilseteks kogunemisteks maapinnal aja jooksul. Need võivad ilmuda ainult lumepiirist kõrgemale, kuigi dünaamika käigus võib liustik sellest allapoole laskuda. Suurtes massides jää omandab plastilisuse ja on võimeline voolama. Kallaku suurus ja jää paksus on selle liikumise kõige olulisemad tingimused. Kuna nii pinnakalde suurus kui ka jää kogunemise võimalus on kõige soodsamad mägedes, on moodsate liikuvate liustike teke kõikides vööndites peale polaarala võimalik vaid kõrgmäesel maastikul.

Liustikku toidavad selle pinnale langevad tahked sademed, lume transport tuulega, lumevaring nõlvadelt ja õhuauru kondenseerumine liustiku pinnale.

Vastavalt vee tahke faasi (s.o. lumi, jäämurd) tasakaalutingimustele võib liustiku jagada akumulatsioonitsooniks ja ablatsioonivööndiks. Ablatsioon nimetatakse jää tarbimiseks sulamise ja aurustumise teel. Ablatsioon viib liustiku marginaalse osa paksuse vähenemiseni. Ablatsiooni intensiivsus sõltub otseselt õhutemperatuurist. Temperatuuri kõikumine põhjustab ablatsiooni kõikumisi, mistõttu liustiku serva asend ei püsi muutumatuna. Väiksemaid muutusi liustiku serva asendis nimetatakse võnkumine.

Nad eristavad ennekõike katta liustikke, või mandriosa, Ja mägede liustikud. Viimased jagunevad mitmeks tüübiks - oru-, tõrva-, vulkaanikoonused, kaldeera-, platoo- jne. Nende põhitüüpide kõrval võib eristada ka mägede jalamite liustikke ja šelfliustikke. Praegu on Maal ainult kaks üksikasjalikku mandriliustikku - Gröönimaa ja Antarktika jääkilbid. Omadused Seda tüüpi jäätumine on tohutu jääala (Antarktika jäätumise ala on umbes 13,2 miljonit ruutkilomeetrit) ja selle kolossaalne paksus - kuni 4 km. Jääkilp saavutab oma maksimaalse paksuse keskosas. Serval liustiku paksus väheneb ja siin on näha selle kaljupõhja üksikud eendid. Antarktika selliseid aluspõhja paljandeid nimetatakse "oaasideks" (Bangeri oaas Nõukogude Antarktika jaama "Mirny" läheduses). Kui jäänused on teravalt väljendatud V kergendus, neid kutsutakse nunataks.

Gröönimaa ja Antarktika jääliustikud voolavad merre läbi nende hõivatud rannikualade topograafia süvendite. Selliseid jäävoolusid nimetatakse väljalaske liustikud. Jää vette jõudes hõljub üles ja puruneb, mille tulemuseks on tohutute ujuvjääplokkide moodustumine - jäämäed.

Antarktika äärealadel asuvad suured jäämassid riiulil või on osaliselt vee peal. See jääriiulid.

Mägedes algab liustike tekkimine lumelaigu ehk firni faasist. Mõnes piirkonnas ei jõua talvega kogunenud lumi suve jooksul sulada. Järgmisel aastal koguneb siia uus ports lund. Lumi muutub järk-järgult firniks ja seejärel jääks. Stabiilse jääkogumi olemasolu põhjustab kivimite, millel see asetseb, intensiivse külma ilmastiku ja sulamisvesi tagab ilmastikuproduktide eemaldamise. Järk-järgult moodustub järskude, sageli vertikaalsete seinte ja tasase nõgusa põhjaga tsirkusekujuline (toolikujuline) lohk - auto 1. Liustik on jõudmas uude arenguetappi – etappi tsirque liustik. Aktiivsed kraatrid ehk liustike poolt hõivatud kraatrid paiknevad veidi üle lumepiiri. Liustike arengu järgmine etapp on tekkimine oru liustik. Jäämass ei mahu enam platsile ja hakkab aeglaselt nõlvast alla laskuma. Tavaliselt kasutab jää kuivendustrassina mingit erosioonivormi, seda järk-järgult arendades ja laiendades. Org, mida mööda liustik liigub, omandab künakujulise kuju. Sellised

1 Corrie – šotlased. tugitool. 186

nimetatakse liustikuoruks puudutage 1.

Kui lumepiir asub madalal, kuskil jäätuvate mägede jalami kõrgusel, kerkib liustik jalami tasandikule ja levib jalamil laiali. Selles arengujärgus olevaid liustikke nimetatakse jalamil olevad liustikud. Tüüpiline jalamil liustik on Alaskal asuv Malaspina liustik, mis on tekkinud mitme oru liustiku ühinemisel mägede aluses.

Liustikke nimetatakse jääkogumikeks, mis on maapinnal aja jooksul stabiilsed. Need tekivad ainult lumepiiri kohal, kuigi dünaamika käigus võib liustik sellest allapoole laskuda. Suurtes massides jää omandab plastilisuse ja on võimeline voolama. Nõlva suurus ja jää paksus - kõige olulisemad tingimused tema liigutusi. Liustiku liikumise kiirus võib varieeruda mõnest sentimeetrist mitmekümne meetrini päevas. Kuna nii pinnakalle kui ka jää kogunemise võimalus on kõige soodsamad mägedes, on moodsate liikuvate liustike teke kõigis vööndites peale polaarala võimalik ainult kõrgmäesel maastikul.
Liustikku toidavad selle pinnale langevad tahked sademed, lume transport tuulega, lumevaring nõlvadelt ja veeauru kondenseerumine õhust liustiku pinnale.
Vastavalt vee tahke faasi (s.o lumi, firn, jää) tasakaalu tingimustele võib liustiku jagada akumulatsioonivööndiks ja ablatsioonivööndiks. Ablatsioon on jää kadumine sulamise ja aurustamise teel. Ablatsioon viib liustiku marginaalse osa paksuse vähenemiseni. Ablatsiooni intensiivsus sõltub otseselt õhutemperatuurist. Temperatuuri kõikumine põhjustab ablatsiooni intensiivsuse kõikumisi, mistõttu liustiku serva asend ei püsi muutumatuna. Väiksemaid muutusi liustiku serva asukohas nimetatakse võnkudeks.
Liustikke on kahte peamist tüüpi: mägiliustikud (või äravooluliustikud) ja katteliustikud (leviustikud). Esimesed hõivavad mägedes valdavalt negatiivseid reljeefielemente. Jää liikumine neis toimub peamiselt gravitatsiooni mõjul – nõlvast alla. Jääkatte liustikud võivad katta miljonite ruutkilomeetrite suuruseid alasid, matta isegi mägist maastikku, ja neil on üldiselt kumer pinnakuju. Neis olev jää levib keskelt (kus maxi

väikese võimsusega) perifeeriasse. Jääkihtide jätkuks on mõnikord ujuvad jääriiulid, mis toetuvad osaliselt merepõhjale (levitatud peamiselt Antarktikas). Üleminek mäest katteni on võrk- ja jalamil olevad liustikud, aga ka saarte jäämütsid. Võrkjas liustikutüüpi (Svalbardi saarestik) iseloomustab valgaladel liustikukuplitega läbivate liustikuorgude võrgustik, mis vahelduvad üksikute jää alt väljaulatuvate kivimite ja järskude nunatakkide kujul olevate seljakutega.
Jalami tüüpi jäätumine (Alaskan) on praegu haruldane ja ainult rohke lumevaruga piirkondades (Alaska, St. Eliase mäed). Seda tüüpi liustikud laskuvad läbi üksikute mägiorgude jalami tasandikule, kus nad ühinevad üheks jääteraks (Malyaspina liustik).
Jäätumine on iseloomulik Arktika ja Antarktika kliimavöönditele. Suurimad alad Jääkilbid hõivavad Antarktika ja Gröönimaa. Alates kogupindala tänapäevastest jääkihtidest (14,4 miljonit km) 85,3% on Antarktika maismaakate, 12,1% on Gröönimaa kate ja 2,6% on jaotunud Kanada saarestiku põhjaosa, Islandi, Teravmägede ja teiste saarte väikeste jääkihtide vahel. Arktika vesikonnast. Antarktika jääkilp saavutab oma maksimaalse paksuse (kuni 4 km või rohkem) oma keskosas. Serval väheneb liustiku paksus ja siin ulatuvad välja üksikud kaljupõhja lõigud. Selliseid Antarktika müügikohti nimetatakse "oaasideks" (Bangeri oaas Venemaa Antarktika jaama "Mirny" läheduses).
Gröönimaa ja Antarktika jäämütsid voolavad merre läbi rannikualade topograafia lohkude. Selliseid jäävooge nimetatakse väljundliustikeks. Kui väljalaske- ja riiuliliustike otsad murduvad, tekivad tohutud ujuvad jääplokid – jäämäed. Merehoovuste poolt kantud jäämäed liiguvad madalamatele laiuskraadidele ja sulavad järk-järgult. Sulamisprotsessi käigus eraldub neis sisalduv praht ja sadestub peale merepõhja. Seda tuleks paleogeograafiliste rekonstruktsioonide ajal meeles pidada: jämeda klastmaterjali olemasolu suured sügavused ei ole veel tõend selle kohta, et see merepõhjalõik asus kunagi mere rannikuribal.
Igat tüüpi kaasaegsed liustikud hõivavad üle 16 miljoni km2 ehk umbes 11% maapinnast. Jää ja püsilume kogumahuks hinnatakse 27-30 miljonit km3. Arvatakse, et liustike täielik sulamine ja lumemassid võiks tõsta maailma ookeani taset umbes 60 m võrra. Suurim jääkilp on Antarktika jääkilp, mille pindala on umbes 13,5 miljonit km2. Gröönimaa liustik võtab enda alla 1,7 miljonit km2 saare 2,2 miljoni km2 suurusest kogupindalast.
Liustikud, hõivates tohutuid maa-alasid, mängivad olulist rolli eksogeenses morfogeneesis. Eriti suurenes liustike reljeefi kujundav roll jäätumisperioodidel, mil suviste või aasta keskmiste temperatuuride langusest tingitud kliima jahenemise tagajärjel suurenes tahkete sademete hulk. See tõi kaasa lumepiiri vähenemise (surumise), millega kaasnes jäätumise suurenemine mägistes riikides ja tohutute jääkihtide moodustumine tasandikel Põhja-Ameerika ja Euraasia.
Sõltuvalt liustiku tasakaalu sissetulevate ja väljuvate osade vahekorrast eristatakse liustiku arengus mitmeid faase: edasiliikumine, paigalseis ja taandumine. Kõik need faasid on seotud kindla liustiku pinnavormide kompleksiga. Edasiliikumise faasis teeb aktiivne jää liustiku seismisel ja taandumisel valdavalt kuhjuv liustikureljeef.

Pikemalt teemal Liustike tekke ja toitumise tingimused. Liustikute tüübid:

1. § 5. Elanikkonnale kaubandus-, toitlustus- ja tarbijateenuste osutamise tingimuste loomine

Ettekanne teemal "Liustikud ja jäämäed" geograafiast powerpoint formaadis. See huvitav esitlus koolilastele räägib see sellest, mis on liustikud, kuidas need tekivad, mis need on ja mis on nende tähtsus. Ettekande autor: vanaisa Galina Vasilievna, geograafiaõpetaja.

Fragmendid esitlusest

Kuidas lumi jääks muutub?

Liustikujää tekib lumest. Kui lund sajab rohkem, kui tal on aega sulada, siis see koguneb, muutub teraliseks, pooriliseks, s.t muutub lund, mis seejärel puutub kokku enda jõud gravitatsioon muudab fini jääks.

Milliseid tingimusi on vaja liustiku tekkeks?

• Õhutemperatuur peaks olema aastaringselt alla 0°C.
• Lund peab sadama rohkem, kui ära sulada jõuab.

Lumepiir on piir, millest kõrgemal lumi ei sula, vaid koguneb, moodustades liustiku.

Liustiku struktuur

Liustik koosneb kahest põhiosast:

• toitumisala – siia koguneb lumi;
• voolupiirkond – lumi sulab.

Liustike tüübid

• Mägi (liustik Alpides);
• kate (Antarktika, Gröönimaa, Islandi liustikud).

Mis on moreen?

Liustikud on plastikust. Nende keeled laskuvad toitumisalast, kohati oluliselt allapoole lumepiiri. Samal ajal nad sulavad, moodustades ojasid ja jõgesid. Pinnale on jäänud liustiku toodud kivimitükke (suurused liivateradest suurte rändrahnudeni), mida nimetatakse moreeniks.

Kuidas jäämäed tekivad?

Antarktika ranniku lähedal asuvad jäämäed on hiiglaslikud: laiused 45 km, pikkused 170 km ja paksus üle 200 m Suurem osa jäämäest (kuni 90% selle mahust) on vee all.

Liustike tähtsus

Liustikud tekitavad mägijõgesid ja pakuvad neile ka joogivee allikat.