Lodowce i lądolody

Lodowiec, pozostająca w ciągłym, powolnym ruchu masa lodu, powstająca na powierzchni Ziemi w wyniku nagromadzenia dużej ilości śniegu i przeobrażania go w lód, na skutek ciśnienia nadległych warstw.

Lodowce powstają powyżej linii wiecznego śniegu i wolno zsuwają się z obszarów swojego powstawania w dół. Poniżej linii wiecznego śniegu stopniowo zanikają na skutek topnienia (ablacji). Lodowce płynące dolinami poszerzają je i pogłębiają, nadając im charakterystyczny kształt zbliżony do litery U. Lód po prostu kruszy i odrywa bloki skalne, a następnie pcha je przed sobą. Przed przednią krawędzią lodowca ("czołem") wleczony materiał skalny tworzy charakterystyczne wały, zwane morenami. Topniejąca latem woda wydrąża w nich wąskie koryta strumieni, które spływają z przedniej części lodowca. Strumienie te mogą unosić gruz zbierany i transportowany przez lód na przestrzeni wielu kilometrów. Ślady dawnych lodowców znaleźć można na bardzo rozległych obszarach. Na przykład większa część Wysp Brytyjskich i cała Europa Północna w czasie ostatniej epoki lodowcowej znajdowały się pod lodem. Większość dolin górskich została przez lodowce poszerzona, natomiast obszary nizinne pokryły pozostawione przez lodowce kontynentalne lądolody, piaski, glina i głazy. Lodowce można dziś zobaczyć w Alpach oraz innych wysokich masywach górskich na Alasce, w północnej Kanadzie, Nowej Zelandii, Grenlandii i w Antarktydzie.

Lądolód, lodowiec kontynentalny, rozległa, jednolita pokrywa lodowa, zajmująca cały kontynent bądź znaczącą jego część, również wielką wyspę. Lądolód porusza się od największego wzniesienia we wszystkich kierunkach. Współczesne lądolody występują na Antarktydzie i na Grenlandii, zajmując łącznie ponad 15 mln km2 i posiadając do 4 km miąższości. W przeszłości lądolody zajmowały znacznie większe obszary lądowe, np. w plejstocenie lądolody pokryły północną i środkową część Ameryki Północnej, blisko połowę Europy i znaczną część Azji. W karbonie lądolody występowały m.in. na obszarach dzisiejszej Australii i południowej Afryki.

Po stopnieniu lądolodu powstaje na powierzchni ziemi charakterystyczny zespół form polodowcowych.

Lodowce topnieją
Polskie badania lodowców na Spitsbergenie potwierdzają teorię o ocieplaniu się klimatu. Zagadnienia te były omawiane przed kilku dniami na Międzynarodowej Konferencji Glacjologicznej w Dubnej pod Moskwą - poinformował PAP dr Piotr Głowacki z Zakładu Badań Polarnych Instytutu

Geofizyki PAN.
Prowadzone od przeszło 60 lat nasze badania glacjologiczne na Spitsbergenie ujawniają szybkie kurczenie się lodowców. Niektóre z nich cofnęły się w tym czasie o kilka kilometrów. Jest to ważny dowód potwierdzający ocieplanie się klimatu. Wyniki naszych badań - zgodne z obserwacjami innych uczonych - zostały wysoko ocenione na konferencji.

Polska będzie także uczestniczyć w międzynarodowym programie wierceń lodowców. Głębokie wiercenia wykonuje się obecnie na Antarktydzie i Grenlandii. Nasi glacjolodzy we współpracy z uczonymi japońskimi zamierzają w latach 2001 - 2002 przewiercić jeden z lodowców Spitsbergenu do głębokości 250 m - gdzie znajdują się warstwy lodu pochodzące z XVII - XVIII wieku.
Stary lód, w którym utrwaliły się różne zanieczyszczenia pyłowe i gazowe oraz pyłki roślin, stanowi kronikę historii klimatu - przypomniał dr Głowacki. Dzięki temu można odtworzyć stan atmosfery i klimat sprzed wielu lat. W latach 1980-1981 polsko-rosyjska ekipa glacjologiczna przewierciła najgrubszy lodowiec Spitsbergenu - Amundsena. Otwór głębokości 640 m dotarł aż do skalnego podłoża. W najniższych warstwach znaleziono lód sprzed tysiąca lat.

Lodowce i lądolody

Około 10% powierzchni naszej planety pokryte jest lodem. W czasie trwania zlodowaceń lód i niesiony przez niego materiał wyżłobiły formy, które nawet dziś można z łatwością rozpoznać w krajobrazie Ameryki Północnej i Eurazji.

Lód lodowcowy powstaje powyżej linii wiecznego śniegu. Na obszarach tych śnieg prawie się nie roztapia, a kolejne opady powodują jego nawarstwianie. Pod ciężarem górnych warstw dolne warstwy śniegu zamieniają się w ziarno lodowe, czyli firn, stad tez obszary te noszą nazwę pól firnowych. Firn obserwowany z daleka ma białe zabarwienie dzięki obecnym w nim pęcherzykom powietrza. Dolne warstwy lodowca staja się coraz ciemniejsze, lód zawiera mniej pęcherzyków, a w niektórych partiach znajduje się zamarznięta woda.

Naukowcy dzielą lodowce na lądolody i lodowce górskie oraz swego rodzaju formę przejściową - tzw. lodowce typu norweskiego. Lądolody pokrywają wielkie obszary, zarówno góry, jak i tereny nizinne. Obecnie lądolód obejmuje niemal cala Grenlandie i cala Antarktydę, gdzie pokrywa obszar, 14 mln km2 i osiąga grubość 4,78 km. Lodowce typu norweskiego tworzą rozlegle czasze lodowe pokrywające szczytowe partie pasm górskich i wieloma jęzorami schodzą w doliny. Występują one w Norwegii, na Islandii, Nowej Ziemi i w Patagonii. Lodowiec górski jest znacznie mniejsza forma. Zajmuje on głęboką nieckę położoną powyżej linii wiecznego śniegu, zwana cyrkiem lodowcowym lub karem. W miejscu tym następuje akumulacja opadów śniegu i ich stopniowe przeobrażanie w firn i lód lodowcowy. Nadmiar wytworzonego lodu jest niejako wyciskany z pola firnowego i odprowadzany poniżej linii wiecznego śniegu w postaci jęzora lodowcowego, który spływa do miejsca, gdzie temperatura pozwala na ustalenie się równowagi miedzy ilością spływającego i topniejącego lodu.

Lodowiec przemieszczając się w dół, powoduje erozje podłoża skalnego. Jest również odpowiedzialny za transport okruchów skalnych drywają się od ścian doliny w wyniku wietrzenia mrozowego. Materiał skalny naniesiony przez lodowiec nazywany jest morena. Okruchy skalne spadające na brzeg lodowca, a także wyrywane przez lód ze ścian dolin, tworzą wały zwane morena boczna. Gdy czoło lodowca pozostaje w miejscu przez dłuższy czas, usypuje się przed nim wal moreny czołowej. Cofający się lodowiec pozostawia wytopiony z siebie materiał moreny dennej.

Formy glacjalne:
cyrk lodowcowy - niecka ze stromymi zboczami i płaskim dnem, często wypełnione jeziorami doliny U - kształtne - zbocza dolin lodowcowych są strome i wygładzone do pewnej wysokości, w przekroju przypominają literę U; stromość zboczy spowodowana jest intensywnym wietrzeniem mechanicznym.
fiordy - zatoki morskie powstałe przez zatopienie przez morze potężnych dolin lodowcowych o głębokości do 2 tys. metrów, które zostały wyorane przez lodowiec spływający niegdyś z głównego pasma górskiego Skandynawii.
mutony - wygładzone i kopułowato zaokrąglone przez lodowiec partie skal o łagodnym stoku od strony nasuwania się lodowca i stromym, postrzępionym od strony przeciwnej.

Ruchy lodowca:
transgresja - jeżeli zasilanie przewyższa topnienie, czoło posuwa się ku przodowi
postój - topnienie i zasilanie równoważą się i lodowiec nie zmienia swojego położenia
recesja - topnienie jest większe niż zasilanie i następuje cofanie się lodowca.

Lody na powierzchni i przy powierzchni Ziemi

Lód jest zjawiskiem powszechnym na powierzchni Ziemi. Pojawia się każdorazowo, gdy temperatura powietrza nad powierzchnią wody jest niższa od 0C. Przejście wody w lód odbywa się poprzez zamarzanie, resublimację (przechodzenie pary wodnej bezpośrednio w lód) i rekrystalizację (przemiana śniegu w lód).

Około 30—50% powierzchni lądów otrzymuje opady w formie stałej. Najczęstszą postacią takich opadów są kryształki śniegu lub igiełki lodowe. Mniejszą rolę odgrywają grad, krupy, szadź i marznąca mżawka. Natężenie opadów stałych jest zmienne zarówno w czasie, jak i w przestrzeni. Wszędzie tam, gdzie te opady nie ulegają całkowitemu stopnieniu, formują się śnieżniki 1 i różnego rodzaju pokrywy lodu lodowcowego. Śnieżniki, lodowcowe i lądolody pokrywają około 10% powierzchni
kontynentów. Ponadto występuje sezonowe pokrycie lodem mórz, jezior i rzek. Pokrycie powierzchni mórz przez lody sięga do 23%. Lody na powierzchni mórz znajdują się w nieustannym ruchu, zwiększając lub zmniejszając zasięg swojego występowania.

W celu wyjaśnienia genezy lodu lodowcowego należy zacząć od przypomnienia pojęcia tzw. granicy wieloletniego śniegu. Jest to przemieszczająca się w czasie (zmiany klimatu) i w przestrzeni (w górę lub w dół) strefa, powyżej której mniej śniegu się topi, niż spada w ciągu roku. Bilans śniegu powyżej tej strefy staje się więc dodatni i każdego roku przybywa nowa jego warstwa.

Narastające warstwy wywierają nacisk na te, które leżą niżej. Powtarzające się cykle nadtapiania i zamarzania śniegu (rytm dobowy, sezonowy, roczny) oraz sublimacji i resublimacji powodują, że śnieg zmienia swe właściwości. Odbywa się to w kilku fazach. Najpierw śnieg (o gęstości 0,090 g/cm3) przechodzi w szreń, potem szreń zmienia się w firn (0,350 g/cm3), wreszcie ta przekształcacie w białą masę lodu firnowego (gęstość 0,650 g/cm3). Wzrastające ciśnienie w głębszych partiach lodu firnowego powoduje jego przemianę w lód lodowcowy (o gęstości 0,9170 g/cm3).

Lód lodowcowy jest częstym zjawiskiem w wysokich górach oraz w obszarach polarnych i arktycznych, gdzie tworzy pokrywy o różnym rozprzestrzenieniu, grubości i kształcie. Szczególną cechą tych pokryw jest zjawisko ruchu plastycznego. Wszędzie tam, gdzie lód zalega na pochylonym podłożu, dochodzi do jego ześlizgiwania się. Ruch ten określa się jako ślizg denny. Odgrywa on jednak mniejszą rolę od innej formy ruchu — ruchu wewnętrznego lodu — wynikającej z budowy całej masy lodowej oraz poszczególnych kryształów lodu. Kryształy lodu składają się z cienkich — około 0,4 mm grubości — blaszek ułożonych równolegle względem siebie. Pod wpływem nacisku blaszki te mogą się przesuwać. Kryształy lodowe ułożone są w lodzie w różny sposób, przez co jedne są bardziej podatne na ruch, a inne go utrudniają. Powszechnym zjawiskiem w lodzie lodowcowym jest przekształcanie kryształów - ich rekrystalizacja. Obok ruchu wynikającego z budowy kryształów, w lodzie dokonują się przesunięcia między kryształami i to tym większe, im temperatura lodu jest bliższa 0C. W lodowej masie zachodzi także przesuwanie się względem siebie warstewek i warstw będących zapisem przyrastania masy.

Ruch wewnętrzny lodu jest głównym czynnikiem warunkującym zdolność lodu do ruchu plastycznego. Lodowa masa może przemieszczać się nie tylko w dół w wyniku działania grawitacji, ale i w górę — po przeciwległych stokach pod wpływem naporu położonych wyżej warstw.

Powyżej granicy wieloletniego śniegu (także w górach), na wszelkiego rodzaju spłaszczeniach dochodzi do tworzenia się lodu lodowcowego — rozwijają się tam wówczas lodowce górskie.
Miejsca gromadzenia się śniegu, a potem jego przekształcania w lód nazywamy polami firnowymi. Śnieg gromadzi się w tych miejscach nie tylko wskutek opadów, ale również w wyniku schodzenia z okalających zboczy lawin śnieżnych. Po narośnięciu warstw śniegu i przekształceniu się ich w lód lodowcowy dochodzi do jego uplastycznienia. Dolinami górskimi pełzną wówczas specyficzne lodowce rzeki — jęzory lodowe (fot. 28). Schodzą one zwykle poniżej granicy wieloletniego śniegu. Wprawdzie topnienie połączone z odparowywaniem (ablacja) jest tam większe od sum lokalnych opadów śniegu, jednak nieustannie napływające lody podtrzymują egzystencję jęzorów.

Intensywność powstawania lodu w polu firnowym warunkuje aktywność i rozmiary (grubość i długość) pełznącego lodowca. Decyduje też o sposobić reagowania czoła i powierzchni tej lodowej rzeki. Czoło lodowca może rozwijać się, tzn. posuwać, a także utrzymywać się w niezmiennej pozycji lub nawet ustępować. Lód wprawdzie stale napływa, ale zależnie od tego, co przeważa — napływanie czy topnienie — czoło i powierzchnia zachowują się różnie. Zdarza się, że pole firnowe usytuowane na rozległym spłaszczeniu wysokogórskim może dawać początek kilku lodowcom. Jeżeli lodowce takie pełzną w różnych kierunkach (ku inaczej eksponowanym zboczom), ich czoła mogą zachowywać się odmiennie: jedne rozwijają się, inne zanikają.

Czasami lodowce wylewają się z masywów górskich i na przedpolu łączą się, tworząc rozległe lodowce zwane piedmontowymi. Szczególnie dobrze rozwinięte pokrywy tego typu występują na Alasce.

Lodowce górskie ograniczają swe występowanie do spłaszczeń w górach i do sąsiadujących z nimi dolin. Ruch lodu odbywa się w nich pod wpływem grawitacji. Lód spada lodospadami na wszelkiego rodzaju progach skalnych, pełznie spokojnie w prostych dolinach, a zakręca i rozwija się, jakby wachlarzami w dolinach krętych.

Inną formą występowania lodu lodowcowego są lądolody — ogromne twory lodowe przykrywające wielkie obszary. Czapa lodowa Grenlandii jest przykładem olbrzymiego rozwinięcia się lodowców piedmontowych. Pod koniec trzeciorzędu Grenlandia składała się z pasm górskich okalających niżej położoną lądową część wewnętrzną. Formujące się u podnóża gór lodowce piedmontowe rozwinęły się do tego stopnia, że wypełniły wewnętrzne obniżenie. Później narosła tam ogromna lodowa kopuła. Jej rozrastanie się zwiększało nacisk na podłoże, które poczęło się obniżać (gaicjoizostazja). Obecnie nadal rozwijający się lądolód Grenlandii ma grubość 2800—3300 m i wypełnia ogromną nieckę mającą na brzegach wysoko wyniesione bariery górskie.

Największą pokrywą lodową Ziemi jest lądolód Antarktydy. Znajomość grubości tej pokrywy pozwala na odtworzenie rzeźby skalnego podłoża. Okazuje się, że jest ono dwudzielne. Linia podziału przebiega wzdłuż południków 0 i 180. W strefie długości wschodniej (0—180E) podstawa skalna jest w miarę płaska i zalega nieco ponad poziomem morza. Jedynie w jej obrzeżnych częściach podłoże dźwiga się gdzieniegdzie do około 1000 m n.p.m. Całkowicie odmiennie kształtuje się rzeźba skalnego cokołu w obrębie zachodnich długości geograficznych (0-180W). Występują tam zarówno liczne rozległe obniżenia, jak i wysokie bloki skalne, wznoszące się ponad 2500 m n.p.m.

Ponad tak zróżnicowanym podłożem rozpościera się ogromna czapa lodowa o grubości ponad 3000 m. W swym najgrubszym miejscu przekracza ona nawet 4000 m. Ta ogromna masa lodu jest w nieustannym ruchu. Ruch ten znamionują wyodrębniające się strumienie. Wyraża się on także w zróżnicowanym napieraniu reszty lodu na skraj czaszy. Szczególnie silny napór zaznacza się w strefach wydostawania się wielkich pokryw lodu szelfowego poza kontynent, a więc na powierzchnię oceanu. Wypychane w ocean pokrywy nieustannie się poruszają. Osiągają one ogromne grubości — do 300, a nawet do 700 m. Kończą się charakterystycznymi barierami — stromymi lodowymi klifami. U ich czoła odrywają się („cielą") wielkie tafle, które — poruszane prądami morskimi i wiatrami — wędrują po oceanie, a następnie, wskutek rozpadania się i topnienia, giną w jego wodach. Współczesne lądolody Antarktydy i Grenlandii oraz niewielkie czapy lodowe Islandii są pozostałością ostatniej epoki lodowcowej. Wówczas to na ogromnych obszarach Ameryki Północnej, Europy i Azji występowały grube na setki, a być może tysiące metrów czwartorzędowe (plejstoceńskie) lądolody.
Powstawały ona na rozległych płaskich i nisko usytuowanych terenach. Przykładem są obszary wokół Zatoki Hudsona w Kanadzie albo terytorium Finlandii. Na obu wymienionych obszarach istnieją dowody na wytworzenie się tam centrów zlodowaceń, z których lody rozprzestrzeniły się bardzo daleko, wychodząc poza płaskie obszary swego powstawania i pokonując niejednokrotnie znaczne wzniesienia.

Te olbrzymie twory lodowe pokrywały swoimi lodami szelfowymi przybrzeżne części mórz. Zresztą lody te pokrywały wówczas także otwarte morza — w rezultacie cały akwen Morza Arktycznego został trwale zlodzony.

Lody na powierzchniach wód

Płynąca woda utrudnia zamarzanie. Wraz ze spadkiem temperatury powietrza poniżej 0C w miejscach najspokojniejszego płynięcia i w pobliżu wychłodzonego gruntu pojawiają się pierwsze kryształki lodu. Powstające przy brzegach, na dnie oraz wokół przemieszczanych w cieku wodnym mineralnych i organicznych cząstek kryształki lodu powodują, że płynąca woda przybiera postać oleistej cieczy. Dalszym etapem procesu zlodzenia jest pojawianie się w nurcie kolistych tarcz. Równocześnie od brzegów rozrasta się tzw. lód brzegowy. Na powierzchni rzeki w jednych miejscach tworzy się nierówna pokrywa, a w innych — gładka tafla. Zależy to od szybkości powstawania lodu prądowego i brzegowego. Pokrywa lodowa trwa tak długo, jak długo utrzymują się ujemne temperatury powietrza bądź nie zmieni się ilość oraz jakość wody w rzece (wlewy podgrzanych wód przemysłowych).

Wytworzenie nacisku do dołu na istniejący lód prowadzi do jego rozpadu na kry — moment ten określa się jako ruszenie lodów. Nie następuje to równocześnie na całej długości rzeki. Płynąca kra trafia wówczas na odcinki nadal zamarznięte i tworzy groźne zatory. Powyżej zatorów dochodzi do spiętrzenia wody nawet o kilka metrów. Skutkiem tego są wylewy i powodzie. Na rzekach, w których ruszenie lodów następuje wcześniej w górnych odcinkach biegu, wylewy nawet ogromnych rozmiarów są zjawiskiem naturalnym Przykładem są rzeki Syberii, północnej Kanady i Alaski.

Wody słodkowodnych zbiorników zamarzają inaczej niż wody rzek. Oziębiane powierzchniowe warstwy wody, osiągające w temperaturze 4C największą gęstość, zaczynają opadać. Na powierzchnię wypływają wówczas cieplejsze i lżejsze wody z głębi. Proces mieszania się wody trwa dotąd, dopóki cała masa wody nie osiągnie temperatury około 4C. Dalsze ochładzanie wody prowadzi z kolei do zmniejszania jej gęstości. Postępujące ochładzanie do temperatury niższej od 0C zbiega się z powstaniem cienkiej warstewki lodu złożonej z płasko ułożonych blaszek. Jednocześnie od brzegów i od płytko zalegającego dna, a także od przechłodzonych przedmiotów na powierzchni wody rozbudowują się igiełki lodowe. Utworzona, początkowo cienka, tafla narasta — aż do grubości wielu dziesiątków centymetrów. Niezbyt głębokie zbiorniki mogą przemarzać aż do dna. Gdy temperatura powietrza obniża się poniżej —15C, lód — który początkowo powiększał swoją objętość — zaczyna intensywnie kurczyć się i pęka z hukiem.

Topnienie lodu rozpoczyna się, gdy temperatura powietrza wzrośnie powyżej 0C. Szybciej nagrzewają się brzegi zbiorników oraz wystające z lodu rośliny i leżące na nim przedmioty. Pojawiają się drobne, często bardzo liczne kanaliki wokół roślin i przedmiotów. Stale poszerza się pas wody przy brzegach. Zasadnicza masa lodu zaczyna tracić swą zwartość, a następnie całkowicie się roztapia.

Zamarzanie wody morskiej jest bardziej złożone. Woda o zasoleniu mniejszym niż 24,7%o zamarza po uprzednim konwekcyjnym jej wymieszaniu i osiągnięciu największej gęstości. Natomiast woda o większym zasoleniu, powyżej 24,7%o, wskutek dużego stężenia soli zamarza przed osiągnięciem największej gęstości. Sole, mimo że pozostają poza kryształami
lodu, utrudniają zamarzanie. Stąd zamarzanie wód zasolonych rozpoczyna się w temperaturach niższych od 0C.

Lód morski rozwija się z igiełkowatych kryształów, których zwiększająca się ilość formuje początkowo gąbczastą masę, a następnie cienką płytę lodową. Zwykle nie jest to od razu zwarta powłoka, lecz krążki lodowe. To one, powiększając się i spajając, tworzą najpierw krę lodową, a dopiero potem ciągłą pokrywę.

Zależnie od miejsca i sposobu powstawania wyróżnia się następujące rodzaje lodu morskiego:
— lód stały, tworzący się podczas zimy u brzegów jako silnie przywierająca do brzegu i rozrastająca się w stronę morza tafla; podczas lata ten rodzaj lodu ulega całkowitemu stopnieniu;
— pak lodowy, który powstaje bezpośrednio na morzu w wyniku nachodzenia na siebie i spajania poszczególnych krążków lodowych;
w odróżnieniu od lodu przybrzeżnego, nie zanika całkowicie podczas lata;
— pak polarny — arktyczny zajmujący ogromne obszary Arktyki wokół bieguna pół- nocnego; jest to lód stały (trwały), który jedynie podczas arktycznego lata miejscami się topi, co prowadzi do powstawania nieregularnych „kanałów" i połaci wodnych ułatwiających ruchy lodu.

Ponadto na powierzchni oceanu pojawiają się często bryły lodu zwane górami lodowymi, które są odłamami czół lodowców i lądolodów.

W Arktyce góry lodowe powstają przede wszystkim u wybrzeży Grenlandii i Wyspy Ellesmere'a. To właśnie o taką górę w kwietniową noc 1912 roku rozbił się i zatonął odbywający swój pierwszy rejs „Titanic". Zginęło wówczas 1517 osób.

Arktykę przemierzają także tzw. wyspy lodowe. Są to duże fragmenty oderwanych lodów szelfowych o powierzchni dochodzącej do 1000 km2. Wyspy lodowe mogą krążyć wraz z morskim lodem polarnym po powierzchni oceanów przez kilkanaście, a nawet kilkadziesiąt lat.

Te pływające wyspy lodowe Arktyki mają swój odpowiednik w olbrzymich płytach lodowych Antarktyki. „Cielące" się na skrajach antarktycznych barier lodowych tafle osiągają powierzchnię kilku tysięcy km2 i wznoszą swą płaską powierzchnię na wysokość 200 m, a niekiedy nawet 600 m n.p.m.
Lody o gęstości 0,917 g/cm3, pływające w wodach o gęstości około 1,000 g/cm3, wysuwają ponad powierzchnię wody zaledwie od 1/9 do 1/7 swej objętości.

Wody związane w wieloletniej zmarzlinie

Powierzchnię Ziemi tworzą różnej wielkości i różnego kształtu ziarna minerałów o zróżnicowanym upakowaniu. Między ziarnami oraz we wszelkiego rodzaju spękaniach może się znajdować powietrze lub woda. Woda, zależnie od postaci, w jakiej występuje, tzn. wolnej, błonkowatej czy kapilarnej, zamarza w różnych temperaturach. W postaci wolnej zamarza w zasadzie w temperaturze 0C. Woda błonkowata i woda kapilarna zamarzają w temperaturze nawet kilku stopni poniżej 0C. Skały zbudowane z różnego materiału, a więc zawierające także różne ilości i rodzaje wody, przemarzają w różnych temperaturach. Na przykład skały żwirowe i piaszczyste przemarzają w temperaturze —0,2C, a z kolei skały ilaste mogą zawierać wodę przechłodzoną nawet do temperatury —4C — —5C.

W średnich szerokościach geograficznych (np. w Polsce) przemarzanie sięga do 80—90 cm, a wyjątkowo może zejść do 100 cm. Zjawisko to ma charakter sezonowy. Występuje tylko w zimie i jest współmierne do zmarzliny w wyższych szerokościach geograficznych i obszarach wysokogórskich.
Przestrzenny rozkład grubości zmarzliny na Ziemi jest bardzo skomplikowany. Wpływa na to zróżnicowanie klimatu, ocieplająca rola wielkich zbiorników wodnych (mórz), a także wielkich rzek, wewnętrzne ciepło Ziemi oraz rodzaj skał na obszarach objętych zmarzliną.

Obecnego rozprzestrzenienia i grubości wieloletniej zmarzliny nie można wytłumaczyć aktualnymi warunkami klimatycznymi. Uważa się, że zmarzlina ta powstała w okresie znacznie surowszego klimatu. Wiadomo że podczas ostatniego miliona lat klimat ulegał znacznym wahaniom. Kilkakrotnie na wielkich obszarach rozwijały się rozległe pokrywy lodowe. Na ich przedpolach panował tzw. klimat peryglacjalny, czyli klimat zimy poza obszarem lodowca i lądolodu. Skały przemarzały bardzo głęboko, a na powierzchni rozwijały się specyficzne procesy wymuszone przez sezonowe odmarzanie i zamarzanie.
W brzeżnych strefach dzisiejszego występowania zmarzliny obserwuje się zjawisko zalegania nad sobą kilku przemarzniętych warstw poprzedzielanych warstwami wolnymi od mrozowego zestalenia. Pod powierzchnią Ziemi istnieje zatem zapis historii ochłodzeń i ociepleń dużej części czwartorzędu. Przy powierzchni Ziemi natomiast, do głębokości około 100 m, rozpościera się zmarzlina młoda. Jest ona wynikiem najmłodszego poważnego ochłodzenia w czwartorzędzie, jakie dokonało się między 80 000 a 10 000 lat temu.

Zamarznięte podłoże odmarza latem na obszarach północnej Azji i Ameryki zaledwie do około 2 m. W tej cienkiej warstwie jest wówczas dużo wody, która z powodu przemarzniętego podłoża nie ma gdzie wsiąknąć. Prowadzi to do powstawania licznych bagnisk i płytkich zbiorników wodnych. Deszcze występujące w lecie zwiększają jeszcze tę ilość zgromadzonej wody. Zimą warstwa rozmarznięta szybko zamarza. Taką zmieniającą swe cechy cienką warstwę zmarzliny określamy mianem warstwy czynnej.

Strumień ciepła przenikający z powietrza do skały zmienia się sezonowo i powoduje wahania temperatury w obrębie warstwy czynnej. Poniżej tej warstwy temperatura zmarzliny latem jest bliższa 0C, zimą natomiast obniża się radykalnie. W głębi skał, poczynając od głębokości około 10—12 m, niezmiennie panują w zmarzlinie temperatury ujemne i to odpowiadające średniej rocznej temperaturze powietrza dla danego obszaru. Na obszarach, w których średnia roczna temperatura powietrza jest niższa od —2C, występuje zmarzlina ciągła. Na zewnątrz od granicy zmarzliny ciągłej rozciąga się strefa zmarzliny nieciągłej
(wyspowej). Maksymalny zasięg zmarzliny wyznacza średnia roczna temperatura powietrza
równa 0C.

W czwartorzędzie podczas długotrwałych fal zimna warunki klimatu peryglacjalnego panowały na rozległych obszarach Ziemi. W ich zasięgu znajdowało się również terytorium Polski. Efektem ich oddziaływania jest bardzo wyrównana rzeźba terenu w obrębie środkowej części kraju. W pobliżu tej wyrównanej rzeźby zachowały się ślady głębokich spękań (tzw. kliny mrozowe), zapisy powszechnego pełzania materiału na niewielkich nawet pochyłościach oraz inne struktury będące swoistą rejestracją „środowiska peryglacjalnego".

Hydrologia

Obieg wody w przyrodzie.
Oceany- 97,2%; lód (śnieg)- 2,1%; wody podziemne- 0,65%; wody powierzchniowe - 0,01%; rośliny; para wodna; Utworzenie hydrosfery: 1. Po powstaniu litosfery nad ziemią unosiły się gazy (woda), gdy ziemia ostygła woda opadła na ziemię. 2. juwenilna - woda została wyparowana przez ziemię podczas zjawisk wulkanicznych.
Sublimacja - lód przechodzi w parę.
Transpilacja - woda z roślin w parę.
Infiltracja - wsiąkanie.
Obieg wielki - przenoszenie wilgoci z morza na ląd.
Retencja wody - b. ważny element obiegu, woda jest wyłączona lub spowolniona w obiegu. Może być zatrzymana na wiele milionów lat.
Retencja podziemna - im głębiej jest woda tym na dłużej jest wyłączana.
Retencja powierzch. - lodowce, jeziora. Retencja u ludzi, roślin, zwierząt.
Retencja sztuczna - sztuczne zb. wodne, wielka (potężne zbiorniki), mała (tamy,jazy,młyny).

Ruchy wody morskiej

1.Falowanie
a) fala wiatrowa: wiatr spiętrza wodę w grzbiety. Ich wysokość zależy od intensywności wiatru. Na spiętrzanie wpływa długość (częściej) i wys. fali.
Długość - odległość między grzbietami lub dolinami fali. Przemieszcza się tylko grzbiet fali. Cząstki wody poruszają się po okręgu i w zasadzie pozostają w miejscu. Cząsteczka drga i przekazuje energię drgania następnej cząsteczce. Fala się załamuje bo dół trze o dno a góra porusza się coraz szybciej. Na zamkniętym morzu powstają mniejsze fale. Fale cyklonowe dochodzą do 20m wys. przy brzegu.
Podstawa falowania - głębokość na której zanikają ruchy cząstek wody wynosi ok. 0,5 długości fali. Przybój - dno jest płycej niż podstawa falowania, fala i tory przez nią zakreślane zniekształcają się, przjmują to posuwisto-zwrotny (do brzegu i od brzegu). Podstawa erozji fali- 1/3 długości fali, głębokość do której sięga morfologiczna działalność fali (podejmowanie i przenoszenie materiału).
b) Tsunami (samotna) - 40m wys., 800 km długości, 100-300 km/h. Powstaje na skutek wstrząsu tektonicznego, wybuchu podwodnego wulkanu, upadku meteorytu, wybuchu jądrowego, oderwania się masy lodu, bardzo niszcząca, największa 3-krotnie obiegła ziemię.
c) Sejsza - na jeziorach i zamkniętych morzach, po nadejściu niżu i wyżu tafla podnosi się nieznacznie ku ośrodkowi niżowemu i opada w wyżu. Po odejściu ośrodków wraca do równowagi.
2. Pływy - podstawowe ruchy wód morskich, rytmiczne co 12h27min., pionowe ruchy poziomu wód wskutek grawitacyjnego oddziaływania Słońca i Księżyca, syzygijne - pełnia i nów, kwadrowe 1. i 3. kwadra.
Przypływ - spiętrzanie się wody przy brzegu (Księżyc góruje lub dołuje), Bałtyk do 3cm, La Mache 9m, Biskajska 5m, Bristolski 12m, zat. fundy 22m - im wężej tym wyżej . Odpływy- prostopadle od lini przypływów.
3. Prądy morskie - "rzeki" przemierzające pow. warstwy mórz i oceanów, powyżej 10 km/h, ponad 100000 m3 wód/sek. wpływają na klimat, ciepłe - cieplejsze od wód, w lecie obojętne, od równika do bieg.; zimne - od bieg. do równ., powstają na skutek stałych wiatrów; prądy gęstościowe (pod wodą); Prądy wsteczne - ilość wody musi się wyrównać. Monsuny wpływają na kierunek prądów na O. Indyjskim. Dryf Wiatrów Zachodnich - powodowany przez wiatry zachodnie, chłodny.

Jeziora. Słonowodne, słodkowodne (zależy od klimatu) słone - gorąco i sucho. Biologiczne typy jezior:
1. Oligotroficzne - świeże, głębokie, strome brzegi, przezroczyste. kamieniste, ogromne ilości tlenu, mało roślinności na brzegach, mao fauny.
2. Eutroficzne - brzeg złagodzony przez wodę i erozję, muliste, dużo tlenu, roślinność, zielona barwa, ryby, raki, ostrygi. Człowiek przyśpiesz eutrofizację przez aotany ifosforany z pól i ścieków.
3. Dystroficzne - praktycznie martwe, b. płytkie, trzęsawisko, bagno, brak tlenu (zredukowany przez substancje organiczne), wydzielanie gazów (siarkowodór), brązowy kolor, brak życia.
Zanikanie jezior - jeziora to zjawiska szybko przemijające z punktu widzenia czasu geologicznego, wysychanie - efekt działalności człowieka - wpływna klimat - brak opadów. Woda zasilająca j. Aralskie jest zużywana prze ludzi. Czad zmniejszyło się o 1/2 . Zasilające rzeki zasypują jeziora (muł, osady).
Erozja - woda wylewa się do oceanów.
Zarastanie- sukcesja roślinna, spłaszczenie brzegów, roślinność, powstaje torfowisko niskie pokryte kożuchem roślinnym, potem torfowisko wysokie (wrzosy) głęboko jest woda.
Geneza jezior ze względu na powstawanie misy - pochodzenia:
1. Kosmiczne - upadek meteorytu,
2. Tektoniczne - uskoki, formowanie się rowów tektonicznych, rozwój fleksur i fałdów, niereg. podnoszenie się dna morskiego
3. Wulkaniczne - w kraterach, kalderach, zagłębieniach między strumieniami zastygłej lawy, zaporze z lawy
4. Ruchy mas skalnych - nisze osuwisk i obrywów, nierówności pow. przemieszczonego grawitacyjnie materiału, obniżenia przegrodzone osuwiskami, obrywami
5. Lodowcowe
a) akumulacja - nagromadzone sady lodowcowe;
b) erozja lodowcowa- żłobienie podłoża przez lód;
c) erozja wód polodowcowych - spadające z powierzchni lub wnętrza lodu wód
6. Erozyjna lub akumulacyjana działalność płynących wód - fale powodziowe, zatamowanie przepływu, odcięcei meandru.
7. Działalność wiatru - wywiewanie materiału, formowanie mis deflacyjnych.
8. Działalność wód podziemnych- procesy krasowe i wypłukiwnie.
9. Odcinanie mierzejami zatok morskich, ujściowych odcików rzek itd.
10. Biogeniczne i antropogeniczne - budowa zapór, wyrobiska kopalni odkrywkowych. odstojniki. Lodowce. powyżej granicy wiecznego śniegu (im wyższa temp. i więcej opadów tym niższa). Więcej opadów śniegu niz topnienia (ablacja), śnieg zbiera się w strefie akumulacji (pole firnowe). Śnieg z opadów 80-90% powietrza. Firn małe kryształki lodu, powstaje przez podtapianie i ponowne zamarzanie płatków śniegu 40 -60%, lód firnowy 20%, lód lodowcowy 2-5%. 15m śniegu - 1mm lodu lodowcowego

Lodowce górskie
1. Alpejski - pole firnowe, jęzor lodowcowy schodzi do strefy ablacji.
2. Czapy lodowcowe - Skandynawia, Islandia.
3. Piedmontowe - wylewaja się na równinę z masywów górskich Lodowce kontynentakne- lądolody (do 5km wys.), Grenlandia, Antarktyda, lodowiec szlefowy, g. lodowe.

Rzeki. linijny spływ wody po powierzchni ziemi; dolina: koryto, terasy zalewowe, nadzalewowe; rzeki stałe, okresowe, epizodyczne. Ustrój (reżim) - charakter przepływu wody. Zasilanie podziemne, lodowcowe, opadowe, roztopowo-śnieżne. Kongo- P: duży, najwyższy na świecie Z: b. duże, opadowe S: równomierny; Nil- P: duży pomimo wielkich strat Z: b. duże- równik opadowe, Abisyńska okresowe S: kwiecień-czerwiec wysoki, listopad-styczeń mały; Wisła P: min- zima, koniec lata-pocz. jesieni, max- wiosna, późna jesień Z: roztopowo-śnieżne (wiosna), opadowe S: wys.- marzec-lipiec, umiark.- późna jesień. Loara P: średni Z: opadowe, roztopowo-śnieżne S: wys. latem, niski zimą (małe opady); Mackenzie, Jenisej P: max koniec lata, min koniec grudnia Z: opadowe, roztop-śnież. S: wys. koniec lata, nisko grudzień; Amudawia- P: duży Z: roztop-śnież. S: wys. latem, dość niski zimą Arno- P: max późna jesień, zima wczesna, wiosna; lato- mały Z: deszczowe S: jak przepływ, latem czasem wysycha Indygirka i wysokogórskie- P: min w październiku, czasem zanika zimą, od maja gwałtownie wzrasta, max w sierpniu Z: śnieżno-deszczowe.

Wody podziemne. Powstają przez infiltrację (zależy od opadów, ukształtowania terenu, roślin), podłoże przepuszczalne. W strefie areacji woda związana. Woda kapilarna w małych szczelinkach.
Wody gruntowe - nie ma nad nimi skał, podatne na zanieczyszczenia chemiczne. Wody głębinowe - w warstwach wodonośnych pod nieprzepuszczalnymi. Okna hydrologiczne - miejsca nieprzepuszczalne w warstwie przepuszczalnej.

Źródło - naturalny, skoncentrowany wypływ wody podziemnej.

Wznoszenie artezyjskie - wytryskuje, subartezyjskie- podnosi do góry.

Źródła: artezyjskie, grawitacyjne, gejzery - woda zwiększa objętość, podchodzi do góry, spada ciśnienie i następuje rozprężenie. Im mniejsza szczelina tym niżej wyleci.