Antarktický ledový štít

Antarktický ledový štít
Charakteristika
Náměstí14 000 000 km²
Umístění
90° jižní šířky sh. 0° palců e.
Kontinent
TečkaAntarktický ledový štít

Antarktický ledový štít je jedním ze  dvou polárních ledových plátů Země . Pokrývá asi 98 % rozlohy Antarktidy a je největší akumulací ledu na Zemi. Jeho rozloha je 14 milionů km² a jeho objem je 26,5 milionu km³ ledu. Antarktický ledový příkrov obsahuje asi 61 % veškeré sladké vody na Zemi [1] [2] , což odpovídá 58 m hladiny moře [ 3] . Ve východní Antarktidě se základna ledového příkrovu skládá z kontinentálních hornin, zatímco v západní Antarktidě se základna ponoří více než 2500 m pod hladinu moře .

Budova

Ledový příkrov má složitou strukturu. Vzniká v důsledku soutoku obrovského suchozemského štítu Východní Antarktidy , „mořského“ ledového příkrovu Západní Antarktidy , plovoucích ledových šelfů Ross , Ronne , Filchner a dalších, jakož i několika komplexů horských pokrývek. antarktický poloostrov .

Východoantarktický ledový štít je obrovský ledový „koláč“ o rozloze 10 milionů km² a průměru více než 4 tisíce km. Ledová plocha ukrytá pod 100-150 metrovou tloušťkou sněhu a firnu tvoří obrovskou náhorní plošinu s průměrnou výškou asi 3 km a maximální výškou až 4 km ve svém středu. Průměrná tloušťka ledu východní Antarktidy je 2,5 km a maximum je téměř 4,8 km. Západní antarktický ledový štít má mnohem menší velikost: plocha méně než 2 miliony km², průměrná tloušťka pouze 1,1 km, povrch nepřesahuje 2 km nad hladinou moře. Základ tohoto štítu na velkých plochách je ponořen pod hladinou moře, jeho průměrná hloubka je asi 400 m.

Zvláště zajímavé jsou ledové šelfy Antarktidy, které jsou plovoucím pokračováním suchozemských a „mořských“ pokrývek. Jejich celková plocha je 1,5 milionu km² a největší z nich jsou Rossovy a Ronne-Filchnerovy ledové šelfy, které zabírají vnitrozemské části Rossova a Weddellova moří , každý má rozlohu 0,6 milionu km². Plovoucí led těchto ledovců je oddělen od hlavního štítu překrývajícími se liniemi a jeho vnější hranice jsou tvořeny čelními útesy nebo bariérami, které jsou neustále aktualizovány v důsledku odlamování ledovců . Tloušťka ledu na zadních hranicích může dosahovat až 1-1,3 km, u svodidel zřídka přesahuje 150-200 m.

Pohyb ledu

Antarktický led se šíří z několika center na okraj krytu. V různých jeho částech tento pohyb probíhá různou rychlostí. Ve středu Antarktidy se led pohybuje pomalu, v blízkosti ledovcového okraje se jeho rychlost zvyšuje na několik desítek a stovek metrů za rok. Zde se ledové proudy pohybují nejrychleji a vrhají se do otevřeného oceánu. Jejich rychlost často dosahuje kilometr za rok a jeden z ledových proudů západní Antarktidy - ledovec Pine Island  se pohybuje rychlostí několika kilometrů za rok. Většina ledových toků však neodtéká do oceánu, ale do ledových šelfů . Ledové proudy této kategorie se pohybují pomaleji, jejich rychlost nepřesahuje 300-800 m/rok. Takové pomalé tempo se obvykle vysvětluje odporem ledových šelfů, které samy o sobě jsou zpravidla zpomalovány pobřežím a mělčinami.

Řada studií provedených s využitím dat získaných z evropské družice Cryosat umožnila zjistit, že současně s poklesem celkové plochy ledu v Antarktidě se zvýšila jejich tloušťka. V současnosti je nárůst až 5 cm za rok, což je mnohem více než v 90. letech [4] .

Subglaciální hydraulický systém

Antarktický štít má vlastní subglaciální hydraulický systém , který zahrnuje téměř 400 antarktických subglaciálních jezer , z nichž značná část je propojena subglaciálními řekami .do jediného vodního systému [6] . Největší z nich je jezero Vostok .

Jezera se nacházejí v blízkosti ledových povodí, kde velké subglaciální povodí pokrývají ledové příkrovy. Satelitní nadmořská výška odhalila změny ve výšce ledového příkrovu v jezerní oblasti, což naznačuje, že východoantarktická jezera jsou propojena subglaciálním vodním systémem, který dopravuje vodu mezi těmito nádržemi, čímž se mění výška ledového příkrovu nad nimi [7] .

Geologická historie

Zalednění Antarktidy začalo během středního eocénu asi před 45,5 miliony let [8] a rozšířilo se během eocénsko-oligocénního zániku před asi 34 miliony let. Příčiny ochlazení a zalednění vědci nazývají pokles množství oxidu uhličitého v zemské atmosféře [9] a vznik Drakeovy cesty [10] .

Viz také

Poznámky

  1. ↑ Peter T. Fretwell. Bedmap2: vylepšené datové sady ledového dna, povrchu a tloušťky pro  Antarktidu . Kryosféra . Získáno 10. dubna 2022. Archivováno z originálu dne 21. června 2021.
  2. ↑ Amos, Jonathan BBC News – Měření objemu antarktického ledu . BBC.co.uk (8. března 2013). Získáno 28. ledna 2014. Archivováno z originálu 30. prosince 2019.
  3. ↑ P. Fretwell, HD Pritchard. Bedmap2: vylepšené datové sady ledového dna, povrchu a tloušťky pro Antarktidu . Kryosféra (31. července 2012). Získáno 1. prosince 2015. Archivováno z originálu dne 22. června 2020.
  4. ↑ Tloušťka ledu v Antarktidě roste . news-mining.ru _ Získáno 28. července 2020. Archivováno z originálu dne 7. září 2019.
  5. ↑ Obrázek subglaciálních jezer a řek pod antarktickým ledovým příkrovem s laskavým svolením Ziny Deretzky z americké Národní vědecké nadace
  6. ↑ Steven J.; a kol. (2013-12-16). „Grónská subglaciální jezera detekovaná radarem: OBJEVENÁ GRÓNSKÁ SUBGLACÁLNÍ JEZERA“. Geofyzikální výzkumné dopisy ]. 40 (23): 6154-6159. DOI : 10.1002/2013GL058383 . HDL : 10871/30231 . S2CID  55286616 .
  7. ↑ Wingham, Duncan J.; a kol. (2006). „Rychlý výboj spojuje antarktická subglaciální jezera“. příroda __ _ ]. 440 (7087): 1033-1036. Bibcode : 2006Natur.440.1033W . DOI : 10.1038/nature04660 . ISSN  0028-0836 . PMID  16625193 . S2CID  4342795 .
  8. ↑ Sedimentologické důkazy o vzniku ledového příkrovu východní Antarktidy v době eocénu/oligocénu (odkaz není k dispozici) . Získáno 11. února 2012. Archivováno z originálu 16. června 2012.   Paleogeografie, paleoklimatologie a paleoekologie ISSN 0031-0182, 1992, sv. 93, č.p. 1-2, str. 85-112 (3 str.)
  9. ↑ Rychlé kenozoické zalednění Antarktidy způsobené klesajícím atmosférickým CO 2 . www.nature.com . Získáno 28. července 2020. Archivováno z originálu dne 5. března 2016. Nature 421, 245-249 (16. ledna 2003) | doi:10,1038; Přijato 25. července 2002; Přijato 12. listopadu 2002
  10. ↑ Přechod eocén-oligocén v jižním oceánu: Historie cirkulace vodní hmoty a biologické produktivity (odkaz není k dispozici) . Získáno 11. února 2012. Archivováno z originálu 11. února 2016.   Geologie únor 1996v. 24 č. 2 str. 163-166 doi: 10.1130/0091-7613(1996)024
 Antarktida
Zeměpis Antarktida
Příroda
Rozvoj
  • Kategorie
  • snímky
  • Portál: Antarktida
  • Projekt: Antarktida