Умови освіти і харчування льодовиків

Льодовиками називають стійкі в часі накопичення льоду на земній поверхні. Вони виникають тільки вище снігової кордону, хоча в процесі динаміки льодовик може спускатися і нижче її. Лід у великих масах набуває пластичність і здатний текти. Величина ухилу і товщина льоду - найважливіші умови його руху. Швидкість руху льодовика може коливатися від декількох сантиметрів до декількох десятків метрів на добу. Оскільки і ухил поверхні, і сама можливість накопичення льоду найбільш сприятливі в горах, освіту сучасних рухомих льодовиків у всіх зонах, крім полярної, можливо тільки в умовах високогірного рельєфу.
Харчування льодовика здійснюється за рахунок твердих атмосферних опадів, що випадають на його поверхню, перенесення снігу вітром, обвалення снігу зі схилів і конденсації водяної пари з повітря на поверхні льодовика.
За умовами балансу твердої фази води (тобто снігу, фірну, льоду) льодовик може бути розділений на зону акумуляції та зону абляції. Абляцией називається витрата льоду через танення і випаровування. Абляція призводить до зменшення потужності крайової частини льодовика. Інтенсивність абляції знаходиться в прямій залежності від температури повітря. Коливання температури зумовлюють коливання інтенсивності абляції, тому положення краю льодовика не залишається постійним. Незначні зміни положення краю льодовика називають осцилляциями.
Розрізняють два основних типи льодовиків: гірські (або льодовики стоку) і покривні

мальная потужність) до периферії. Продовженням льодовикових покривів іноді служать плавучі шельфові льодовики, частково спираються на дно моря (поширені головним чином в Антарктиді). Перехідними від гірського до покривному служать сітчастий і передгірний типи оледенений, а також крижані "шапки" островів. Сітчастий тип заледеніння (архіпелаг Шпіцберген) характеризується мережею наскрізних льодовикових долин з льодовиковими куполами на вододільних ділянках, що чергуються з виступаючими з-під льоду поодинокими скелями і крутосхилими гребенями у вигляді нунатаковК
Передгірний тип заледеніння (аляскинський) в даний час зустрічається рідко і тільки в областях з рясним сніговим живленням (Аляска, гори Святого Іллі). Льодовики цього типу спускаються по відокремленим полонинах на предгорную рівнину, де зливаються в єдину крижану лопать (льодовик Маляспіна).
Покривне заледеніння характерно для арктичного і антарктичного кліматичних поясів.

Найбільші площі льодовикові покриви займають в Антарктиді і Гренландії. Із загальної площі сучасних льодовикових покривів (14,4 млн км [25]) 85,3% припадає на наземний покрив Антарктиди, 12,1% складає покрив Гренландії і 2,6% розподіляються між малими льодовиковими покривами північній частині Канадського архіпелагу, Ісландії, Шпіцбергена і інших островів Арктичного басейну. Максимальної потужності (до 4 км і більше) досягає льодовиковий покрив Антарктиди в його центральній частині. У краю потужність льодовика скорочується, і тут виступають окремі ділянки кам'яного ложа. Такі виходи в Антарктиді називають "оазисами" (оазис Бангера в околицях української антарктичної станції "Мирний").
Покривні льодовики Гренландії і Антарктиди стікають в море через зниження в прибережному рельєфі. Такі потоки льоду називаються вивідними льодовиками. При обламуванні решт вивідних і шельфових льодовиків утворюються величезні брили плавучого льоду - айсберги. Підхоплені морськими течіями айсберги переміщаються в більш низькі широти і поступово тануть. В процесі танення міститься в них уламковий матеріал звільняється і осідає на морському дні. Це слід мати на увазі при палеогеографічних реконструкціях: знаходження грубообломочного матеріалу на великих глибинах ще не є доказом того, що ця ділянка морського дна колись розташовувався в прибережній смузі моря.
Всі типи сучасних льодовиків займають понад 16 млн км2, або близько 11% поверхні суші. Загальний обсяг льоду і вічного снігу оцінюється в 27-30 млн км3. Підраховано, що повне танення льодовиків і сніжних мас могло б підвищити рівень Світового океану приблизно на 60 м. Найбільший льодовиковий покрив - Антарктичний площею приблизно 13,5 млн км2. Гренландський льодовик займає 1,7 млн ​​км2 з 2,2 млн км2 всій поверхні острова.
Займаючи величезні площі суші, льодовики грають істотну роль в екзогенному морфогенезе. Рельефообразующая роль льодовиків особливо зростала в епохи зледенінь, коли в результаті похолодання клімату, викликаного зниженням літніх або середньорічних температур, збільшувалася кількість твердих опадів. Це призводило до зниження (депресії) сніговий кордону, що супроводжувалися збільшенням заледеніння гірських країн і утворенням величезних льодовикових покривів на рівнинах Північної Америки і Євразії.
Залежно від співвідношення прибуткової і видаткової частин льодовикового балансу виділяється кілька фаз у розвитку льодовика: наступання, стаціонарне положення і отступаніе. З кожної з цих фаз пов'язаний певний комплекс льодовикових форм рельєфу. У фазу наступання активний лід виробляє основну руйнівну роботу, при стаціонарному положенні льодовика і при його відступі формується переважно акумулятивний льодовиковий рельєф.