מרוצת קרחון

מתוך ויקיפדיה, האנציקלופדיה החופשית
קפיצה לניווט קפיצה לחיפוש
קרחון הברד באלסקה חוסם מפרץ ב-16 ביולי 2002, חודש לפני מרוצת קרחון
זרימת מים בעת מרוצת קרחון הברד ב-2002

מרוצת קרחוןאיסלנדית: Jökulhlaup) היא שטפון עקב התכת קרחון. במקור הביטוי התייחס לשטפונות עקב התפרצות געשית מוואטניוקול, באיסלנד הנגרמים על ידי חימום גאותרמי ומדי פעם על ידי התפרצות תת-קרחונית, אבל כיום הוא משמש לתיאור כל שחרור גדול ופתאומי של מים מאגם תת-קרחוני או כזה המוזן על ידי קרחון.

מקור מרוצות קרחון היא באגמים סגורים כאשר הם עולים בהרבה על גדותיהם ולכן ספיקת השיא שלהן יכולה להיות הרבה יותר גדולה מזה של שטפון הנובע משולי האגם. השטף של מרוצת קרחון מהוואטניוקול בדרך כלל גם מטפס על פני תקופה של שבועות עם הזרם הגדול ביותר הקרוב לסוף, או שהוא מטפס הרבה יותר מהר במהלך שעות ספורות. דפוסים אלה משקפים כנראה את היתוך ערוץ הזרימה, וזרימה תחת המשטח העליון, בהתאמה.[1] תהליכים דומים בקנה מידה גדול מאוד התרחש במהלך הפשרת הקרחונים בצפון אמריקה לאחר עידן הקרח האחרון (למשל מאגם אגאסי), ויש להניח כי בזמנים מוקדמים יותר, הגם שהתיעוד הגאולוגי לא השתמר היטב.

תהליך מרוצת קרחון[עריכת קוד מקור | עריכה]

ייצור מים תת-קרחוני[עריכת קוד מקור | עריכה]

ייצור מי מומסים תת-קרחוני הוא אחד המפתחות להבנה של זרימה מים מומסים תת-קרחוניים. מים מומסים עשויים להיות מיוצרים על פני שטח הקרחון, מתחת לקרחון או בשני המקומות.[2][3]התכת פני השטח נוטה לגרום לאגירה על פני השטח. מים מומסים בתחתית הקרחון נגרמים כתוצאה משטף חום גאותרמי (קרי מחום כדור הכדור הארץ), אשר משתנה בהתאם למיקום, כמו גם מחימום כתוצאה מהחיכוך בין הקרח לבין השטח שמתחתיו.[4]

זרימת מים על ותת קרחונית[עריכת קוד מקור | עריכה]

מי מומסים עשויים לזרום מעל הקרחון, מתחת לקרחון או כתהום באקוויפר מתחת לקרחון כתוצאה מתולכה ההידראולית של התשתית מתחת לקרחון. מים נאגרים בברכות או במשטח תת-קרחוני (אגמים) אם קצב הייצור עולה על שיעור האובדן לאקוויפר.[4]

ההשפעות של זרימות מים על קרחוניות ותת קרחוניות בקצה משטח הקרח הן שונות. זרימת על קרחוניות דומות לזרימת מים בכל הסביבות האחרות - מים זורמים מאזורים גבוהים יותר לאזורים נמוכים יותר בהשפעת הכבידה. זרימת תחת הקרחון שונה משמעותית, המים המיוצר על ידי התכה בבסיס הקרח או נמשכים מטה מפני השטח על ידי הכבידה, נאספים בבסיס הקרחון בברכות ואגמים המכוסים במאות מטרים של קרח. אם אין ניקוז מפני השטח של הקרח, המים המופשרים על גבי יזרמו כלפי מטה ויתאפסו בנקיקים בקרח, יחד עם המים המופשרים תחת הקרחון; שני המקורות יכולים ליצור אגם תת-קרחוני. העומד ההידראולי של המים שנאספו באגם תת-קרחוני יגדל ככל שהמים מתנקזים דרך הקרח עד שהלחץ יהיה מספיק גבוה כדי לפרוץ נתיב דרך הקרח או להציף את הקרח מעליו.[2][5]

שחרור המים[עריכת קוד מקור | עריכה]

אם מים מומסים מצטברים, השחרור הוא זמני תחת יריעות קרח יבשתי, כמו גם תחת קרחוני האלפים. המים הנאספים מסירים את הקרח שמעליהם, והמים נעים כלפי חוץ בשכבה דחוסה או אגם גדל תחת הקרח. אזורים בהם הקרח יוסר בקלות הרבה ביותר (אזורים כלומר עם יריעות קרח דקות מעליהם) מורמים ראשונים. לפיכף מים עשויים להעלות את בסיס שטח הקרחון אם הם נעים לעבר אזורים בהם הקרח שמעליו נמוך יותר. תהליך זה מתמשך עם התרכזות המים, עד אשר נוצר נתיב לשחרור המים.[6]

אם אין ערוץ הקיים מראש, המים משוחררים בתחילה כזרם רחב שיכול להיות בעל חזית זרימה בת עשרות קילומטרים רחבים בזרם קל. כשזרימה ממשיכה, העא נוטה לשחוק את הבסיס ואת הקרח שמעליו, ויוצרת עמק דמוי U כשהלחץ המופחת מאפשר לרוב הקרחון לחזור ולהישען ישירות על פני השטח מתחתיו כך שהזרימה הופכת מרחבה למנותבת. הכיוון של הערוץ מוגדר בעיקר על ידי העובי של הקרח שמעליו ולאחר מכן על ידי השיפוע של פני השטח מתחתיו, וישנם אזורים בהם הלחץ של הקרח מאלץ את המים לעלות למעלה לאזורי כיסוי קרח נמוך עד שהוא עולה לפני הקרח.[7] לפיכך התצורה של עמקי ה-U השונים שנוצרו על ידי קרחונים ספציפיים מספקת מיפוי כללי של עובי הקרחון כאשר העמקים נוצרו, במיוחד אם התבליט בפני השטח המקוריים ובקרחון היה מוגבל.[2][3]

השחרור המהיר בנפח גבוה הוא שוחק מאוד, כפי שמעיד פסולת הנמצאת בעמקים ובפתחם, שנוטה להיות אבנים וסלעים גסים. סביבה שוחקת זו עקבית עם יצירה של עמקים שעומקם מעל 400 מטר ורוחבם 2.5 ק"מ, כפי שנצפו באנטארקטיקה.[2]

פיוטרובסקי פתח מודל מפורט של התהליך האנליטי, הצופה מחזור כדלקמן:

  • מים מומסים כתוצאה מחימום גאותרמי מלמטה. מי מופשרים מפני שטח אינם משמעותיים ויהיו מינימליים במרבית הקרחונים מכיוון שראיות מצביעות על כך שהמים עיליים לא יכולים לחדור יותר מ-100 מטרים לתוך קרחון.[4]
  • מים מופשרים מתנקזים תחילה דרך האקוויפרים התת-קרחוני.[4]
  • כאשר התולכה ההידראולית של התשתית איננה מספיקה, המים התת-קרחוניים המומסים מצטברים באגנים.[4]
  • מספיק מים מצטברים כדי לפתוח את חסימת הקרח בעמק שנוצרה לאחר הזרימה האחרונה.[4]
  • המים העודפים זורמים דרך העמק זרימה טורבולנטית השוחקת הן את העמק והן את הקרח.[4]
  • ככל שרמת המים יורדת, הלחץ יורד עד שהעמק שוב נסגר על ידי הקרח והזרימה נפסקת.[4]

דוגמאות של מרוצות קרחון[עריכת קוד מקור | עריכה]

בעוד מרוצות קרחון היו מקושרות במקור עם הואטניוקול, הרי כבר דווחו בטווח רחב של מקומות, כולל אנטארקטיקה בהווה, ויש ראיות לכך שהם התרחשו גם במעטה הקרח לורנטיד (Laurentide)‏[8][9][10][11] ומעטה הקרח הסקנדינבי[12] בתקופת הקרח האחרונה.

איסלנד[עריכת קוד מקור | עריכה]

  • קרחון מירדלסיוקוטל (Mýrdalsjökull) נתון למרוצות קרחון כאשר הר הגעש קטלה (Katla) השוכן מתחתיו מתפרץ, בערך כל 40-80 שנים. מעריכים כי בהתפרצות ב-1755 ספיקת שיא הייתה כ-200,000-400,000 מ"ק לשנייה.
  • הר געש גרימסווטן גורם למרוצות קרחון תכופות וגדולות מואטניוקול. ההתפרצות ב-1996 גרמה לזרימת שיא של 50,000 מ"ק לשנייה ונמשכה מספר ימים.
  • הר געש אייאפיאטלאייקוטל (השוכן מתחת לקרחון באותו שם) גורם גם הוא למרוצות קרחון. ההתפרצות ב-2010 גרמה למרוצת קרחון עם זרימת שיא של כ 2000-3000 מ"ק לשנייה.[13]

צפון אמריקה[עריכת קוד מקור | עריכה]

ביולי 1994, נוקז אגם חסום על ידי משטח קרח דרך מנהרה תת-קרחונית מתחת לקרחון גודארד (Goddard), בהרי החוף שבקולומביה הבריטית, וכתוצאה נוצרה מרוצת קרחון. פרץ השיטפון של 100-300 מ"ק לשנייה זרם 11 ק"מ דרך Farrow Creek והסתיים באגם Chilko, תוך שהוא גורם לשחיקה משמעותית כך שסכר הקרח לא השתקם. מרוצות קרחון דומות בקולומביה הבריטית מסוכמות בטבלה שלהלן[14]

שם קרחון שנה שיא ספיקה (מ"ק לשנייה) נפח אגם (קילומטר מעוקב)
Alsek 1850 30 4.5
Ape 1984 1600 0.084
Tide 1800 5,000-10,000 1.1
Donjek 1810 4000-6000 0.234
Summit 1967 2560 0.251
Tulsequah 1958 1556 0.229

כשמעטה הקרח לורנטיד (Laurentide) נסוג מההיקף המרבי שלו לפני כ-21000-13000 שנים, התרחשו שתי העתקות משמעותיות של הזרימה במזרח צפון אמריקה. למרות שיש עדיין ויכוחים רבים בין הגאולוגים היכן אירועים אלו התרחשו, סביר להניח שהם התקיימו כאשר מעטה הקרח נסוג מהרי האדירונדאק (Adirondac) ושפלת סנט לורנס (St. Lawrence).

  • ראשית, האגם הקרחוני אירוקווי (Iroquois) התנקז לאוקיינוס ​​האטלנטי באופן קטסטרופלי בעמק ההדסון, כשסכר מעטה הקרח הנסוג התמוטט והוקם מחדש עצמו בשלוש מרוצות קרחון. העדויות לעוצמת המים במורד עמק ההדסון כוללת משקעים עמוקים חרותים בעמק, משקעים גדולים במדף היבשתי, ובולדרים קרחוניים בקוטר של יותר מ-2 מטר בקצוות.
  • מאוחר יותר, כאשר שפלת סנט לורנס נמסה, האגם הקרחוני קנדונה (Candona) נשפך לצפון האוקיינוס ​​האטלנטי, לאחר מכן הניקוז התבצע באמצעות ים צמפליין (Champlain) ועמק סנט לורנס. מאמינים כי הפשרה זו בצפון האוקיינוס ​​האטלנטי על ידי מרוצת קרחון לפני כ-13,350 שנים הומרצה על ידי ירידה במסוע הימי והתקופה הקרה הקצרה שבתוך ה-Allerød של חצי הכדור הצפוני[15]
  • לבסוף, אגם אגאסי היה אגם קרח עצום במרכז של צפון אמריקה. שהוזן על ידי נגר קרחונים בסוף תקופת הקרח האחרונה, שטחיו היו גדולים יותר מכל האגמים הגדולים המודרניים במשולב והוא הכיל יותר מים מאשר כל האגמים בעולם כיום. האגם נוקז בסדרה של אירועים בין לפני כ-13,000-8400 שנה.

לקריאה נוספת[עריכת קוד מקור | עריכה]

  • Beaney, C. L. and Shaw, J., (2000). The subglacial geomorphology of southeast Alberta: evidence for subglacial meltwater erosion. Can. J. Earth Sci., 37:51-61.
  • Björnsson, H., (2002). Subglacial lakes and jökulhlaups in Iceland. Global and Planetary Change, 35:255–271.
  • Alley, R.B., Dupont, T.K., Parizek, B.R., Anandakrishnan, S., Lawson, D.E., Larson, G.J. and Evenson, E.B., (2005). Outburst flooding and the initiation of ice-stream surges in response to climatic cooling: A hypothesis. Geomorphology, 75: 76-89.
  • Erlingsson, U., (1994). The ‘Captured Ice Shelf’ hypothesis and its applicability to the Weichselian glaciation. Geogr. Ann., 76A (1–2): 1–12.
  • Erlingsson, U., (2008). A jökulhlaup from a Laurentian captured ice shelf to the Gulf of Mexico could have caused the Bølling warming. Geogr. Ann., 90 A (2): 125-

140.

קישורים חיצוניים[עריכת קוד מקור | עריכה]

הערות שוליים[עריכת קוד מקור | עריכה]

  1. ^ Björnsson 2002
  2. ^ 2.0 2.1 2.2 2.3 Shaw 2008
  3. ^ 3.0 3.1 Smellie 2008A
  4. ^ 4.0 4.1 4.2 4.3 4.4 4.5 4.6 4.7 Piotrowski 1997
  5. ^ Smellie 2008
  6. ^ Wingham 2006
  7. ^
    ניתן לדמות זאת למיטת מים - המים נעים מתחת לקרח כשם שהם נעים מתחת למשקל במיטת מים
  8. ^ Shaw 1983
  9. ^ Beaney and Shaw 2000
  10. ^ Alley et al. 2005
  11. ^ Erlingsson 2008
  12. ^ Erlingsson 1994
  13. ^ The Reykjavik Grapevine
  14. ^ Clague, John J.; Stephen G. Evans (מאי 1997). "The 1994 jökulhlaup at Farrow Creek, British Columbia, Canada". Geomorphology (Published by Elsevier Science B.V.) 19 (1–2): 77–87. Bibcode:1997Geomo..19...77C. doi:10.1016/S0169-555X(96)00052-9. 
  15. ^ Donnelly, Jeffrey P.; Neal W. Driscoll; Elazar Uchupi; Lloyd D. Keigwin; William C. Schwab; E. Robert Thieler; Stephen A. Swift (פברואר 2005). "Catastrophic meltwater discharge down the Hudson Valley: A potential trigger for the Intra-Allerød cold period". Geology 33 (2): 89–92. Bibcode:2005Geo....33...89D. doi:10.1130/G21043.1.