(Fr.: glacier; Du.: Gletscher; Eng.: glacier), een belangrijk en, op korte termijn beschouwd, permanente massa van sneeuw, firn en ijs, van continentale oorsprong die zich verplaatst onder invloed van haar eigen gewicht.
Ca. 11% van de continenten is bedekt met gletsjers die, met 26 × 106 km3 waterequivalent, de belangrijkste vorm van landijs uitmaken en 80% van al het zoete water op aarde bevatten. De antarctische ijskap alleen al bevat 24 × 106 km3 waterequivalent en zou bij afsmelten een stijging van het oceaanniveau van 60...70 m veroorzaken. Zie voorts tabel (afb.).
Gletsjertypen.
Verschillende classificaties worden gebruikt, o.a. die van Ahlmann die steunt op de temperatuur van de gletsjer. Soms worden ook andere karakteristieken vermeld bijv. al naar de basis van het ijs droog of nat is (dry- en wetbased glaciers). Bij een meer algemene indeling steunend op de morfologie worden de volgende typen onderscheiden.
IJskap (Eng.: ice cap), een tamelijk grote, meestal koepelvormige gletsjer zonder belangrijke reliëfverschillen in het centrale gedeelte. IJskappen bedekken dikwijls een hoogland, bijv. Hardangerjøkul (Noorwegen), en worden meestal door afvoergletsjers gedraineerd. Op hogere breedten kunnen ijskappen het zeeniveau bereiken (Nordaustlandet, Svalbard).
Continentale ijskap (Eng.: (continental) ice sheet), een ijskap met continentale afmetingen en zeer grote ijsdikten. Alleen de Antarctische ijskap (tot 4550 m dik) en die op Groenland (tot 3300 m dik) behoren tot dit type. De structuur en dynamica van de ijskappen zijn slechts zeer ten dele bekend. Tot dit type behoren de ijskappen die in het geologische verleden voorkwamen. (Voorts zie IJskap; IJstijd.)
Berg- of alpiene gletsjer (Eng.: mountain glacier). De meeste gletsjers in het hooggebergte behoren tot dit type, vooral de dalgletsjer die in een U-vormig dal stroomt en wordt gevoed door een hoger gelegen firnbekken. De afvoergletsjers van de ijskappen zijn morfologisch verwant met dit type, waartoe men ook de kaargletsjers, kleine gletsjers die in een amfitheaterachtige uitholling voorkomen, rekent. Sommige alpiene gletsjers spreiden zich aan de voet van het gebergte lateraal uit en vormen, soms door samenvloeiing met andere gletsjers, een tamelijk vlakke piedmontgletsjer.
IJsshelf (Eng.: ice shelf), een op zee vlottende gletsjer waarvan de dikte schommelt tussen 200 m aan de kust en 1000 m in land die gekenmerkt wordt door een zeer vlak oppervlak (afb. 1). IJsshelf ontstaat door sneeuwneerslag op zeeijs of op gletsjertongen. De accumulatie wordt gecompenseerd door een geleidelijke spreiding van de gletsjer, zodat de hoogte constant blijft, en uiteindelijk door het afkalven van ijsbergen. Men heeft smelten waargenomen aan de bodem van het ijs in contact met het zeewater; berekend is dat ook aanvriezen van water aan de bodem van het ijs kan voorkomen. Radioglaciologische peilingen (zie Radioglaciologie) hebben ook aangetoond dat een verdikking van het ijs optreedt in de zones waar de afvoergletsjers de ijsshelf bereiken.
De verbreiding van ijsshelf houdt verband met de gegronde zones waar de drijvende gletsjer vastgeankerd is. IJsshelf komt derhalve alleen boven het continentaal plat voor. De klif die het zeewaartse einde van de ijsshelf vormt, werd vroeger de barrière genoemd. IJsshelf komt vooral voor in Antarctica en vormt door afkalving de tafelvormige ijsbergen (tot 33.000 km2 groot, ongeveer de oppervlakte van België), die de zuidelijke oceanen kenmerken. Op het noordelijk halfrond komt een kleine en zeer dunne ijsshelf voor op Ellesmere Island, waarvan de ijseilanden in de Arctische Oceaan afstammen.
Gletsjerzones.
Men onderscheidt in een gletsjer de ablatiezone waar het ijs verdwijnt door smelten, sublimatie, driftsneeuw of afkalven en de accumulatiezone (afb. 2 en 3)
die wordt gesplitst in:
1. de droge sneeuwzone (zonder zomersmelt);
2. de percolatiezone met smelten aan het oppervlak en percolatie van het smeltwater dat terugbevriest;
3. de doorweekte zone waarin op het einde van de zomer al de sneeuw, afgezet in het afgelopen jaar, tot op 0°C gekomen is;
4. evt. een zone van superpositie-ijs waar zoveel smeltwater wordt gevormd dat dit bij terugbevriezen een continue ijsmassa boven op het oudere ijs vormt.
De firnlijn is de scheiding tussen zone 3 en 4, de evenwichtslijn tussen 4 en de ablatiezone. Zone 4 is gewoonlijk niet belangrijk, zodat firn en evenwichtslijnen meestal samenvallen; het firnbekken (boven de firnlijn) is dan synoniem voor accumulatiezone.
Massabalans, de verhouding c/a tussen accumulatie c en ablatie a. Alleen met c/a > 1 over een relatief lange periode kan een gletsjer zich vormen. De kennis van de massabalans is van groot belang voor de planning van hydro-elektrische energie in gletsjerbekkens. Voorts zie Massabalans.
Gletsjerbeweging.
Gletsjersnelheden kunnen op verschillende manieren bepaald worden, o.a. door het opmeten van bakens op de gletsjer ten opzichte van vaste referentiepunten, door fotogrammetrie en nu ook met radartechnieken (zie Radioglaciologie). Oppervlaktesnelheden vertonen grote verschillen: zo liggen de waarden van de meeste alpiene gletsjers van 10...200 m per jaar; van afvoergletsjers van de ijskappen van 37 m per jaar (Sør-Rondane, Antarctica) tot 740 m per jaar (Byrdglacier, Antarctica) tot zelfs 10 km per jaar (Jacobshavnbreen, Groenland). Het front van de Ross-ijsshelf (afb. 1) heeft in het centrale gedeelte snelheden groter dan 1000 m per jaar; van kleinere ijsshelf is de snelheid ca. 300 m per jaar. De snelheid van een dalgletsjer neemt toe van de wanden naar het centrale deel en van de bodem naar het oppervlak. Van de verticale snelheidsverdeling zijn echter zeer weinig metingen verricht (afb. 4). De oppervlaktesnelheid us (afb. 5) kan opgesplitst worden in een snelheid ui , veroorzaakt door differentiële beweging in de ijsmassa ten gevolge van plastische vervorming (interne ijsbeweging), en een snelheid ub, veroorzaakt door het glijden van het gletsjerijs over de bedding, in formule:
us = ui + ub
Interne ijsbeweging.
In het accumulatiegebied heeft de gletsjer de neiging aan te groeien, in de ablatiezone te verminderen. Hierdoor ontstaat er een oppervlaktehelling ⍺ (zie afb.). Het gewicht, samen met de helling, induceert dan een schuifspanning:
τxy = ϱg(h − y) sin ⍺
waarin ϱ de dichtheid is, g de versnelling van de zwaartekracht en h de ijsdikte. De reksnelheid volgt dan uit de algemene vloeiwet (tevens zie IJs):
εxy = Aτnxy = ½(∂u/∂y + ∂v/∂x)
Integratie van deze uitdrukking bij deze (tweedimensionale) laminaire stroming (∂v/∂x = 0) met ub = 0 en n = 3 levert:
us = K sin3 ⍺h4 met K = (2A/4)(ϱg)3
De snelheid wordt dus vooral bepaald door de ijsdikte en de oppervlaktehelling waarvan de maximale helling de stroomrichting bepaalt, onafhankelijk van de bodemhelling.
In het algemeen zullen behalve de schuifspanning, ook de longitudinale spanningen σx, σy een invloed hebben (afb. 5). Vereenvoudigd kan men dan in deze (tweedimensionale) niet-laminaire stroming twee belangrijke stromingspatronen herkennen.
1. Indien σx > σy spreekt men van ‘extending flow', kenmerkend voor de accumulatiezone: de snelheid neemt stroomafwaarts toe (∂u/∂x > 0), terwijl v naar beneden is gericht; door de rektoename vormen zich dwarse ijsspleten.
2. Indien σx < σy spreekt men van ‘compressing flow’, kenmerkend voor het ablatiegebied: de snelheid neemt stroomafwaarts af (∂u/∂x < 0) en v is naar boven gericht; door de rekafname worden de dwarsspleten gesloten. ‘Extending’ of ‘compressing flow’ kan ook lokaal ontstaan door veranderende topografie van de gletsjerbedding.
Glijden.
Het glijden van de gletsjer over de bodem is alleen mogelijk wanneer in de onderste ijslagen het druksmeltpunt optreedt. Bij grote hindernissen wordt de longitudinale spanning groter, waardoor het ijs door de grotere plastische vervorming rondom de hindernis stroomt. Bij kleine hindernissen zal het ijs aan de lijzijde (verhoogde druk) smelten, terwijl het water terugbevriest aan de loefzijde (verminderde druk). Een waterlaag (al of niet in holten gevangen) aan de bodem van de gletsjer zal deze grotendeels ontkoppelen en alleen grote hindernissen blijven in contact met het ijs; daardoor is de plastische vervorming veel groter. Dit mechanisme kan de hoge gletsjersnelheden verklaren, zoals bij gletsjers die plotseling catastrofaal vooruitschuiven (surging glaciers).
Gletsjererosie, -transport en gletsjerafzettingen verschillen aanzienlijk van soortgelijke rivieracties, hetgeen verklaard wordt door de fysische eigenschappen van bewegend ijs. Bij gletsjererosie speelt het afwisselende smelten en vriezen, dat aan de bodem optreedt bij het glijden van de gletsjer, een belangrijke rol. Hierdoor wordt los afbraakmateriaal in het ijs opgenomen en kunnen verder ook grotere stukken van de gletsjerbedding losgemaakt worden (glaciale pluk; afb. 6). Het rotsmateriaal in het ijs kan het onderliggende gesteente krassen (gletsjerkrassen ofwel striae) en schaven (glacier polish). Door het bevorderen van de glaciale pluk, in de delen waar extensieve stroming voorkomt, wordt het bestaande reliëf geaccentueerd en ontstaan gletsjerdrempels, kenmerkend voor het lengteprofiel van berggletsjers. Samen met het U- of trogvormige dwarsprofiel en de hangende zijvalleien vormen deze drempels het belangrijkste verschil met riviervalleien. Op grotere schaal treden deze onregelmatigheden op bij fjorden. Zo bereikt de Sogne Fjord in Noorwegen, een vroegere afvoergletsjer van de pleistocene ijskap, een maximale diepte van 1308 m op 90 km in land en slechts 120 m aan de huidige kust. Dit verschil in erosie wordt verklaard door de laterale spreiding en diktevermindering van het ijs in het kustgebied, wat gepaard gaat met een vermindering van de verticale erosiekracht.
Het meeste materiaal dat door gletsjers wordt vervoerd, wordt morene genoemd. Morenen omvatten behalve het reeds genoemde bodemmateriaal ook brokstukken, grotendeels door vorstwerking van het omliggende gebergte losgerukt, die op het oppervlak van het ijs terechtkomen en samen met het ijs gaan bewegen. Hierdoor ontstaan verschillende typen morenen (zij-, midden-, oppervlakte-, grondmorene). Bij de gletsjerafzettingen maakt men onderscheid tussen gestratifieerde en niet-gestratifieerde afzettingen (till). Till komt vooral voor als grond- of als eindmorene. Grondmorene karakteriseert een rollend tot ongeveer vlak terrein waarop dikwijls gestroomlijnde heuvels (drumlins) voorkomen, waarvan de lengteas evenwijdig is met de gletsjerbewegingen; deze afzettingen zijn onder het ijs gevormd. Eindmorenen vertonen heuvelachtige kammen (bij berggletsjers dikwijls halfcirkelvormig) die een vroegere periode van stagnatie van het ijsfront aangeven. Het zijn vooral de posities van de eindmorenen, die de onderzoeker in staat stellen veranderingen van de ijskappen gedurende de geologische geschiedenis te volgen (zie IJstijd; IJskap).
De gestratifieerde gletsjerafzettingen zijn voornamelijk fluvio-glaciaal. Fijn materiaal, zand en grind, door smeltwater afgezet, is ‘outwash’. De afzettingen van de verschillende smeltwaterbeken en -riviertjes vormen een ‘outwash-vlakte’. Hierin kunnen stagnerende ijsblokken begraven liggen die later bij het smelten van het ijs ijsblokputten vormen. De subglaciale rivieren zetten in hun tunnels kronkelige langgerekte eskers af. De stratificatie van deze gletsjerafzettingen wordt verstoord door het smelten van (fossiele) ijsmassa’s in de afzettingen en eventueel door het terugoverstuwen van de afzetting door de gletsjer.
Zoals de huidige bergrivieren met hun melkachtige kleur vervoeren gletsjerstromen ook veel fijngemalen materiaal (rock flour). Veel van dit materiaal zet zich af in proglaciale meren als dunne laagjes (varven) die een duidelijk verschil tonen tussen fijne winter- en iets dikkere en grovere zomerafzettingen. De opeenvolging der varven kan geteld worden (absolute datering), terwijl series van varven, gekenmerkt door bepaalde alternaties van dikkere en dunnere lagen, van plaats tot plaats het correleren toelaten. Het terugtrekken van de gletsjers, alsmede het vegetatiepatroon (pollen), kon op deze wijze bepaald worden.
Gletsjerafzettingen zijn economisch belangrijke bronnen van zand, grind en keien.