Tento článek, ačkoli čerpá z různých zdrojů, je z velké části založen na vynikajícím přehledu procesů calvingu od Prof. Douga Benna a jeho kolegů v časopise Earth Science Reviews. Pokud se chcete o telení ledovců dozvědět více, bude tento přehledový článek skvělým výchozím bodem.
Telení je glaciologický termín pro mechanickou ztrátu (nebo jednoduše odlomení) ledu z okraje ledovce1. Kalving se nejčastěji vyskytuje, když ledovec vtéká do vody (tj. do jezer nebo oceánu), ale může k němu dojít i na souši, kde se nazývá suchý kalving2.
Kalvingový okraj ledovce Perito Moreno v argentinské Patagonii. Foto:
Proč je telení důležité?
V ledovcích končících na jezerech (nebo sladkovodních ledovcích) je telení často velmi účinným procesem ablace, a proto je důležitou kontrolou hmotnostní bilance ledovce4-7.
Telení je také důležité pro dynamiku ledovce a rychlost ústupu ledu1. Tající ledovce jsou často velmi dynamické a jejich chování (např. postup a ústup ledovce) je přinejmenším částečně odděleno od klimatu4-7.
Rozdíly mezi sladkovodními a přílivovými ledovci
V porovnání s ledovci končícími na moři (neboli přílivovými), jako jsou ledovce na okrajích antarktického a grónského ledového příkrovu, jsou sladkovodní ledovce obvykle menší a pomaleji se pohybují. To znamená, že ačkoli procesy telení mohou být v obou prostředích velmi podobné, sladkovodní ledovce mají obvykle nižší rychlost telení1.
Základy telení: lámání ledu
Předtím, než dojde k telení, se menší trhliny a praskliny v ledu ledovce zvětšují (nebo rozšiřují) do větších trhlin (viz obrázek níže). Růst trhlin účinně rozděluje led na bloky, které následně padají z čumáku do přilehlého jezera (kde se nazývají ledové hory). Lámavost ledu proto významně ovlivňuje: kde bude docházet k tlení, velikost tlejících ledovců a četnost tlení1.
Silně rozpraskaný čenich Fjallsjökull na Islandu s bloky ledu připravenými k uvolnění při tlení. Foto: Wojciech Strzelecki
Růst trhlin
Trhliny a zlomy v ledovcovém ledu se zvětšují, pokud je napětí působící na trhlinu větší než pevnost ledu v lomu8. Při splnění této podmínky se led zlomí křehkým způsobem, což způsobí, že se stávající trhliny prohloubí a rozšíří. Velká napětí se v ledovcích vyskytují v mnoha situacích. Mezi dobré příklady patří: tam, kde se ledovcový led v důsledku proudění prodlužuje („roztahuje“) nebo stlačuje („stlačuje“).
Příklad velkých trhlin v čumáku Goldbergkees Gletscher v rakouských Alpách. Foto: Ewald Gabardi
Trhliny vyplněné vodou
Voda hraje klíčovou roli v hloubce trhlin a pravděpodobnosti vzniku telení (viz schéma níže). V trhlině bez vody je napětí ve špičce trhliny kompenzováno hmotností nadložního ledu. To způsobí uzavření trhliny. V trhlině naplněné vodou však tlak vody vyrovnává tíhu ledu. Díky tomu se trhlina rozšiřuje hlouběji do ledu a často až ke dnu ledovce8.
Trhliny se často otevírají v důsledku rozšiřujícího se proudění ledovce, které způsobuje „roztahování“ nebo roztahování ledu. V trhlině bez vody si váha ledu vynucuje uzavření trhliny. Naproti tomu v trhlině naplněné vodou působí tlak vody proti tíze ledu a umožňuje prohloubení trhliny. (schéma upraveno podle cit.8)
Těžební procesy
U sladkovodních ledovců existuje několik hlavních mechanismů těžebních procesů, z nichž všechny souvisejí s napětím na konci ledovce1.
Natahování a praskání ledu
U uzemněného ledovce končícího jezerem se tok ledu běžně zrychluje (v důsledku bazálního skluzu) v blízkosti čenichu. Děje se tak proto, že čenich je blízko plovoucí jezerní vody, což snižuje třecí odpor u dna1,9. Rychlejší proudění v blízkosti konce ledovce způsobuje, že se led „roztahuje“ a ledovcem se šíří trhliny (viz schéma níže). Tento proces, známý jako podélné protahování, vytváří silně rozpraskané čumáky ledovců (viz obrázek níže). Ke kalvingu dochází podél slabých linií vytvořených trhlinami1,9,10.
Rychlejší proudění ledu v blízkosti okraje ledovce v důsledku snížení bazálního odporu způsobuje roztahování ledu a otevírání trhlin. Při vysokém napětí se trhliny šíří ledovcem a dochází k telení.
Silně prasklé zakončení ledovce Grey Glacier v chilské Patagonii vzniklo částečně v důsledku podélného roztažení ledu. Pozn. překl: NASA Earth Observatory
Trhliny mohou vznikat také v oblastech dále proti ledovci, například v ledopádech, kde led rychle teče po strmém terénu8. Trhliny vytvořené v ledopádech poskytují pravděpodobné zóny pro telení, když se pohybují po ledovci dolů k jeho konci (viz schéma níže)1.
Trhliny vytvořené v oblastech se strmým terénem, jako jsou ledopády, poskytují pravděpodobné zóny pro telení ledovců, když dosáhnou konce ledovce. T1 = trhliny se tvoří v ledopádu. T2 = trhliny se pohybují po ledovci a podporují telení.
Nerovnováha sil na konci ledovce
Na plovoucím konci ledovce jsou kryostatický tlak směřující ven (tj. tlak vyvíjený ledem) a hydrostatický tlak směřující dovnitř (tj. tlak vyvíjený vodou) v nerovnováze (viz schéma níže)11 . Pod hladinou jezera hydrostatický tlak částečně vyrovnává kryostatický tlak. Nad vodní hladinou však působí jen velmi malá síla směřující dovnitř (z atmosféry), která by vyrovnávala kryostatický tlak11. Tato nerovnováha vytváří na povrchu ledu zónu vysokého napětí, která otevírá trhliny a podporuje telení1.
Diagram znázorňující rozdíly mezi kryostatickým tlakem směřujícím ven a hydrostatickým tlakem směřujícím dovnitř. Nad vodoryskou jezera poskytuje atmosféra jen malou kompenzaci kryostatického tlaku, což má za následek vysoké napětí v terminálním ledovém útesu a telení.
Podřezávání terminálního ledového útesu
Ledovcový led u vodorysky jezera nebo pod ní často taje rychleji než led nad vodoryskou jezera. Tání na vodní čáře často způsobí erozi zářezu, který podřezává ledový útes telení (viz obrázek níže)6,12,13. Jakmile dojde k podříznutí, může dojít k telení vyvrácením převislých ledových bloků dopředu nebo tam, kde se zřítí střecha zářezu vodní linie1.
Zářezy vodní linie často vznikají v létě, ale přestávají se tvořit v zimě, když jsou teploty ledovcového jezera nižší a/nebo když hladina jezera zamrzne. Kalení erozí zářezů má proto tendenci sledovat sezónní průběh6,12,13.
Příklad termoerozního zářezu vyříznutého do koncové ledové skály. Foto: Michael Clarke
Tání na vodní hladině jezera nebo pod ní může erodovat zářez do terminálního ledového útesu (T1). Jak se zářez časem zvětšuje, ledový útes se stává nestabilním a bloky se vyvracejí ven (T2).
Kalvingová událost na ledovci Perito Moreno v argentinské Patagonii v důsledku zhroucení stropu englaciálního tunelu. Pozn. překl: Rafael Bernstein
Vzpěrné síly na konci ledovce
Pokud se povrch ledovce ztenčí pod úroveň potřebnou pro flotaci ledu, okraj se stane vztlakovým a odlepí se od dna7. Pokud se povrch dále ztenčuje, vztlak se zvyšuje, což způsobuje velké ohybové síly na linii dna, růst velkých trhlin a nakonec i telení7. Při těchto procesech často vznikají velké ledové hory.
Vztlak může způsobit velké ohybové síly na linii dna ledovce, když povrch ledovce klesne na úroveň flotace. Tímto procesem se uvolňují velké tabulové ledovce.
Buoyantní síly mohou způsobit také kalving pod hladinou jezera. K podpovrchovému telení často dochází tam, kde vznikla „ledová noha“ v důsledku ztrát při telení nad čárou ponoru (např. v důsledku zářezové eroze a vyvrácení ledových útesů). Ztráta ledu nad čárou ponoru snižuje tlak ledového nadloží, které tlačí na „ledovou patu“, což umožňuje, aby vztlakové síly směřující vzhůru zlomily led a způsobily telení1. Při takových událostech mohou ledové hory rychle vystřelit na hladinu jezera a někdy se vynořit i 100 metrů od čela ledu.
Podvodní „ledovou patu“ způsobují vztlakové síly v důsledku úbytku ledu nad čárou ponoru a snížení tlaku ledového nadloží.
Benn, D.I., Warren, C.R. a Mottram, R.H., 2007. Calving processes and the dynamics of calving glaciers [Procesy kalení a dynamika kalících se ledovců]. Earth-Science Reviews, 82, 143-179.
Diolaiuti, G., Smiraglia, C., Vassena, G. a Motta, M., 2004. Dry calving processes at the ice cliff of Strandline Glacier northern Victoria Land, Antarctica (Procesy suchého telení na ledovém útesu ledovce Strandline na severu Viktoriiny země, Antarktida). Annals of Glaciology, 39, 201-208.
Warren, C.R., 1994. Freshwater calving and anomalous glacier oscillations: recent behaviour of Moreno and Ameghino Glaciers, Patagonia (Sladkovodní telení a anomální oscilace ledovce: nedávné chování ledovců Moreno a Ameghino, Patagonie). The Holocene, 4, 422-429.
Naruse, R. a Skvarca, P., 2000. Dynamic features of thinning and retreating Glaciar Upsala, a lacustrine calving glacier in southern Patagonia (Dynamické rysy ztenčujícího se a ustupujícího ledovce Upsala v jižní Patagonii). Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 32, 485-491.
Warren, C.R. a Kirkbride, M.P., 2003. Calving speed and climatic sensitivity of New Zealand lake-calving glaciers [Rychlost telení a klimatická citlivost novozélandských jezerních ledovců]. Annals of Glaciology, 36, 173-178.
Boyce, E.S., Motyka, R.J. a Truffer, M., 2007. Flotation and retreat of a lake-calving terminus, Mendenhall Glacier, southeast Alaska, USA. Journal of Glaciology, 53, 211-224.
Benn, D.I., and Evans, D.J.A., 2010. Glaciers and Glaciation (Ledovce a zalednění). Routledge. s. 802.
O’Neel, S., Pfeffer, W.T., Krimmel, R. a Meier, M., 2005. Evolving force balance at Columbia Glacier, Alaska, during its rapid retreat. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 110(F3).
Warren, C. a Aniya, M., 1999. The calving glaciers of southern South America (Tání ledovců v jižní Americe). Global and Planetary Change, 22, 59-77.
Reeh, N., 1968. On the calving of ice from floating glaciers and ice shelves [O telení ledu z plovoucích ledovců a ledových šelfů]. Journal of Glaciology, 7, 215-232.
Kirkbride, M.P. a Warren, C.R., 1997. Calving processes at a grounded ice cliff (Procesy telení na uzemněném ledovém útesu). Annals of Glaciology, 24, 116-121.
Haresign, E. and Warren, C.R., 2005. Melt rates at calving termini: a study at Glaciar León, Chilean Patagonia [Rychlost tání na koncích telení: studie na ledovci León v chilské Patagonii]. Geological Society, London, Special Publications, 242, 99-109.
.