Íslenska

Jökulís

Jöklar verða til þar sem meiri snjór fellur til að vetri en nær að bráðna á sumri. Snjóalög fergjast með tímanum og umbreytast í hjarn á safnsvæði jöklanna. Við aukinn þrýsting af yngri snjó sem safnast ofan á þann eldri renna snjókornin saman, loft hættir að leika um snjóinn og til verða loftbólur, en þá hefur snjórinn breyst í jökulís og eðlismassi hans er um 900 kg/m3. Fyrir íslenska jökla tekur þetta ferli um 5–6 ár og verður á 20–30 m dýpi, en á köldustu jöklum jarðar gerist þetta á 60–100 m dýpi og getur tekið yfir 100 ár. Ískristallar stækka á ferð sinni niður að jökulsporði og geta náð stærð mannshöfuðs við íslenska jökulsporða. Því hærra sem hitastig íssins er þeim mun hraðar vaxa ískristallarnir á leið niður jökulinn. Við jökulbotn á Suðurskautslandinu verða ískristallarnir allt að 1 m að þvermáli enda er ísinn þar þúsund sinnum eldri en jökulísinn hér á landi.

Ummyndun snævar í ís. Heimild: Jóhann Ísak Pétursson og Jón Gauti Jónsson, 2004.

Sá hluti jökuls þar sem snjór fellur og nær ekki að bráðna yfir sumarið nefnist safnsvæði (ákomusvæði, snjófyrningasvæði) en þar fyrir neðan er kallað leysingarsvæði. Snælína/jafnvægislína markar þessi skil en hún er breytileg eftir hitastigi, veðurfari og landslagi. Ef veðurfar héldist stöðugt, myndi jafnvægislínan ekki breytast og jökullinn halda lögun sinni, en slík er ekki raunin. Snælínan kemur mjög greinilega fram á jöklinum seinni part sumars til að mynda á loftmyndum og gervitunglamyndum, en þá sést dökkt yfirborð leysingarsvæðisins og hvítt safnsvæðið vel.

Landsat gervitunglamynd frá árinu 1994 af Vatnajökli. Hægt er að rekja hæð snælínu, en hún skilur að snæviþakið hvítt yfirborðið og dekkri jökulísinn að hausti. Heimild: https://landsat.usgs.gov/. Landsat gervitunglamynd frá árinu 1994 af Vatnajökli. Hægt er að rekja hæð snælínu, en hún skilur að snæviþakið hvítt yfirborðið og dekkri jökulísinn að hausti. Heimild: https://landsat.usgs.gov/.

 

Á Íslandi er jafnvægislínan á bilinu 800 m (Drangjökull) til 1700 m (Herðubreið) yfir sjávarmáli. Á sunnanverðum Vatnajökli er hún í um 1100–1200 m hæð yfir sjávarmáli. Skriðjöklar skríða þó niður fyrir þessi mörk og ná sumir hverjir í 10–100 m hæð yfir sjávarmáli eins og til dæmis á Suðausturlandi. Í lok 19. aldar þegar flestir skriðjöklar Vatnajökuls náði hámarks útbreiðslu á sögulegum tíma, var hæð snælínu líklega um 300 m lægri en í dag. Þá var safnsvæði jöklanna umtalsvert stærra. Meðalhiti var lægri og leysingartímabilið styttra og þar af leiðandi minni leysing og jöklarnir stækkuðu, skriðu niður dali og náðu sumir hverjar langt fram á láglendið

 

 

Þverskurður af jökli sem sýnir ákomusvæði eða safnsvæði og leysingarsvæði, ásamt snælínu.

 

Á safnsvæði fergist ísinn undir sífellt auknum massa og tekur að hníga undan eigin þunga eins og seigfljótandi vökvi eða deig og leitar undan halla. Þannig skríður jökullinn niður fjallshlíðar og dali og bráðnar með hækkandi lofthita eftir því sem neðar dregur. Sprungur í yfirborði myndast þegar jökullinn skríður yfir ójöfnur í undirlaginu eða dregst meðfram fjallshlíðum.

Sprungur eru einkennandi fyrir skriðjökla, sérstaklega þá sem fara niður mikinn bratta. Efsta lag jökulsins er stökkt en neðar er jökullinn seigari. Við hreyfingu jökulsins brotnar upp stökkt yfirborð hans og sprungur myndast.

 

  • Dýpt jökulsprungna á Íslandi er sjaldan meiri en um 30 m en getur verið talsvert meiri í gaddjöklum erlendis.
  • Helstu tegundir jökulsprungna eru þversprungur, jaðarsprungur og langsprungur.
  • Sprungur geta leynst undir snjó en síðsumars verða þó margar þeirra áberandi.
  • Á leysingasvæðum er mikið af opnum og áberandi sprungum sem sumar hverjar þróast yfir í svelgi.

Dæmigerður skriðjökull. Jökullinn fergist undir eigin þunga og tekur að skríða eins og deig og leitar undan halla frá safnsvæði niður á leysingarsvæðið. Sprungur í yfirborði myndast þegar jökullinn skríður yfir ójöfnur í undirlaginu eða dregst meðfram fjallshlíðum. Teikning: Atli Hilmarsson fyrir Hrafnhildur Hannesdóttir og Snorri Baldursson, 2017

 

 Helstu gerðir jökulsprungna. 1) þversprungur, 2) jaðarsprungur, 3) hófsprungur, 4) langsprungur, 5) geislasprungur, 6) jökulgap, 7) fallsprungur.

 

Skriðhraði jökulsins ræðst af hitastigi íssins, halla undirlagsins og jafnvel veðráttu, til að mynda eykst skriðhraðinn í miklum rigningum en þá nær regnvatnið niður á jökulbotn og minnkar viðnám. Stærri skriðjöklar skríða fram að meðaltali um 1 m á sólarhring, en með gervitunglamyndum og GPS mælitækjum er hægt að fylgjast með hreyfingum jökulsins. Sumir jöklar hlaupa fram, en þá verður tímabundin aukning í skriðhraða þeirra. Vatn með miklum þrýstingi dreifist um jökulbotninn og lyftir jöklinum svo skrið hans getur aukist hundraðfalt, sporðurinn getur þá færst fram mörg hundruð metra á nokkrum mánuðum. Flestir framhlaupsjöklar hafa lítinn halla (á bilinu 1,5–4°) og hreyfast of hægt til þess að halda í við snjósöfnunina á safnsvæðinu. Til þess að rétta af þetta ójafnvægi hlaupa þeir fram. Framhlaupsjöklar telja um 75% af yfirborði Vatnajökuls og margir þeirra hlaupa reglulega fram. Hins vegar hefur ekki orðið vart við nein framhlaup í Vatnajökli frá því á síðasta áratug 20. aldar.

Framhlaup í Vatnajökli. Heimild: Helgi Björnsson o.fl. 2003.

 

Afkoma jökuls er mismunur í ákomu (snjósöfnun) og leysingu. Afkoma er sögð jákvæð ef meiri snjór safnast á jökulinn en tapast við leysingu, en neikvæð ef leysingin hefur vinninginn. Á vorin er vetrarsnjór mældur með því að bora kjarna gegnum vetrarlagið og á haustin er leysingin mæld með því að lesa af stikum sem skildar eru eftir í borholunum. Á hæstu tindum getur safnast snjór yfir sumarmánuðina og neðst á jökulsporðunum er sums staðar meira að segja leysing yfir vetrarmánuðina. Breytingar í afkomu gefa oft áreiðanlegar vísbendingar um loftslagsbreytingar.

 

                                                                                                                                                         

Staðsetning afkomumælistaða á Vatnajökli sem Jarðvísindastofnun háskólans sér um (vinstri) og ársafkoma jökulsins árið 20152016 (frá hausti til hausts). Heimild: Finnur Pálsson o.fl. 2016. Endurgerð birt í Snorri Baldursson o.fl., 2018.

 

Vetrar-, sumar- og ársafkoma Vatnajökuls frá upphafi mælinga. Heimild: Finnur Pálsson o.fl. 2016.

 

Viðbrögð jökla við breytingum á loftslagi eru mismunandi eftir stærð þeirra og lögun en flestir jöklar svara loftslagsbreytingum innan nokkurra ára með breytingum á stöðu sporðsins. Jökullinn getur hopað og gengið fram í ár eða áratugi þar til áhrif breytinganna eru að fullu komin fram. Á stuttum og bröttum jöklum geta áhrif breytinganna verið að mestu komin fram við sporðinn eftir einn til tvo áratugi en daljöklar og stórir flatir skriðjöklar eru mun lengur að bregðast við breytingum í loftslagi.

Hlýnun hefur eftirfarandi áhrif á jöklanna:

  • Því hlýrra sem verður umfram 0°C, því hraðar bráðnar ísinn.
  • Það verða fleiri dagar þar sem hitastigið fer yfir 0°C og því fleiri dagar með leysingu.
  • Jöklarnir skríða hraðar og kelfing eykst þar sem jöklarnir ganga í sjó eða vötn.
English

Glacier ice

Glaciers form where more snow accumulates over the year than melts during summer. As layers of snow accumulate, the buried snow grains become more and more tightly packed and are converted to firn, which subsequently metamorphoses to glacial ice. This process takes place in the accumulation zone at the higher altitudes. Air becomes trapped in bubbles within the ice. At that point the snow has transformed into glacier ice, which has a density of approximately 900 kg/m3. For Icelandic glaciers, this process only takes about 5–6 years at a depth of 20–30 m. However, in the polar regions, this process takes up to 100 years and occurs at a depth of 60–100 m. Ice crystals grow as they travel down glacier and can reach the size of a person’s head at the termini of some Icelandic outlet glaciers.  However, in Antarctica the ice crystals can become one meter in diameter, as the ice is thousand times older than in Icelandic glaciers.

Conversion of snow to glacial ice.  Source: geographyalltheway.com

The area where more snow accumulates than melts over the year is called the accumulation zone, and the area below, the ablation zone. The line that separates the accumulation and ablation zones is called the equilibrium line. The elevation of the equilibrium line depends on temperature, precipitation and the surrounding landscape. If the climate conditions remained constant, neither the equilibrium line nor the glacier margin would change. The equilibrium line is easily seen in late summer or fall from satellite images or aerial photographs, with a clear boundary between the darker glacial ice and the white snowy accumulation area.

 Landsat satellite image from autumn of 1994 of Vatnajökull ice cap. The location of the snowline is visible, separating the snowy accumulation area and the barren darker ablation area. Source: https://landsat.usgs.gov/

 

In Iceland, the elevation of the equilibrium line ranges from 800 m on Drangajökull glacier in the Westfjords to 1700 m on Mt. Herðubreið in the rain shadow north of Vatnajökull ice cap. The elevation of the equilibrium line is 1000–1200 m on the southern outlet glaciers of Vatnajökull. These glaciers descend well below the equilibrium line, or down to 10–100 m above sea level. At the end of the Little Ice Age (a period of cooler and more variable climate from 1450–1900) the equilibrium line altitude on southeast Vatnajökull was probably some 300 m lower than today. The accumulation areas of the glaciers were thus much larger. Due to lower temperatures and a shorter melting season, there was less ablation and the outlet glaciers advanced down the valleys and reached far out onto the lowland.

 

Cross section of a glacier showing the accumulation and ablation areas, snowline or equilibrium line, and flowlines.

The thick mass of ice deforms under its own weight in the accumulation area and flows downstream like dough or molten metal. The ice flows downhill towards the ablation zone where higher temperatures intensify the melting of snow and ice and melting exceeds the accumulation of snow over the year. Crevasses form in the surface of the glacier as it flows over an uneven bed or are dragged along the sides of mountains. Outlet glaciers are typically heavily crevassed, the upper part of the glacier is brittle and when changes in velocity occur, extensional forces cause the ice to fracture.

  • The depth of crevasses in glaciers in Iceland is seldom more than 30 meters; however, larger ones can be found in polar glaciers
  • The main types of glacier crevasses are longitudinal, transverse, and marginal
  • Crevasses are hidden under the snow, but many become prominent in late summer
  • In the ablation area crevasses are often visible and some have transformed into moulins

A typical outlet glacier. The ice deforms under its own weight and flows from the accumulation zone to the ablation zone like a dough. Crevasses form when the glacier flows over an uneven bed or is dragged along the sides of mountains. Source: modified by Hannesdóttir and Baldursson, 2017.    

 

 

 Main types of glacier crevasses, 1) transverse, 2) marginal 3) horse shoe shaped, 4) longitudinal, 5) radial, 6) bergschrund, 7) icefall

 

The ice velocity is dependent on the temperature of the ice, the slope of the bed, and even the weather, as increase in ice velocities have been measured during heavy rainfall. The larger outlet glaciers flow approximately 1 m/day, as monitored by GPS and satellite data. Some of the outlet glaciers of Vatnajökull surge. Then the glacier suddenly flows faster, and the snout can advance some hundreds of meters in a few months. Water is distributed at the base of the glacier and lifts it slightly, such that the flow is increased approximately hundred times. Most surge type glaciers are relatively flat (between 1.5° and 4°) and move too slowly to keep up with the snow accumulation in the accumulation area. In order to keep regain their equilibrium, they surge. Surge-type glaciers cover 75% of the surface area of Vatnajökull and many of them surge regularly. However, no surges have been recorded since the 1990s.

Surges in Vatnajökull. Source: Björnsson et al., 2003.

Variations in glacier mass balance often give reliable indications of changes in climate. The mass balance is positive if the glacier gains more than it loses. The accumulation of snow is measured in the spring by drilling cores through the winter snowpack and the ablation of snow and ice by measuring changes in the height of the stakes left in the boreholes or drilled into the glacier ice. In general, snow accumulates during winter and snow and ice are removed by ablation during the summer months. However, snow may accumulate during summer at high elevations and ablation may win over accumulation during winter at low elevations.

 

                                                                                                                                                            

The location of mass balance meausrements sites of the Institute of Earth Sciences at the University of Iceland (left), and the mass balance of the ice cap during the glaciological year 2015-2016. Source: Pálsson et al., 2016. 

 

 Annual, winter and summer mass balance of Vatnajökull since the start of the measurement series. Source: Pálsson et al., 2016.

The response of glaciers to climate change depends on their size and shape, but most of them react to a change in mass balance within a few years by adjusting the position of their snout. The glacier will then continue to retreat or advance for many years or decades before completely adjusting to a change in climate. Short and steep valley glaciers adjust in a decade or two, but larger and less steep glaciers have a much longer respond time.

Warming climate effects glaciers as fallowing:

  • The higher the temperature exceeds 0°C, the faster the ice melts.
  • As more days are expected to exceed, the longer the ablation of the glaciers will last.
  • Glaciers will advance more rapidly and calve faster into lakes or oceans.