Liustik

Liustik on lume tihenemisel ja ümberkristalliseerumisel tekkinud jäämass, mis on moodustunud maismaal (vähemalt osaliselt), ei sula suvel täielikult ja liigub oma raskuse ja gravitatsioonijõu mõjul eemale akumulatsioonialast.

Liustikud katavad tänapäeval ligikaudu 10% maismaast. Geoloogilises minevikus on liustikud korduvalt hõlmanud vähemalt kolm korda suuremat ala. Viimane suurem jäätumine hakkas lõppema umbes 20 000 aastat tagasi. Ka Eesti oli siis veel täielikult kaetud paksu jääkilbiga. Liustikutekkelisi pinnavorme võib leida kõikjalt Eestist. Liustikud kujundavad reljeefi ka tänapäeval, kuid on taandunud poolusepoolsematele aladele. Lähim koht Eestile, kus võib näha liustikke on Skandinaavia mäestik. Liustikud ei kujunda mitte ainult pinnamoodi, vaid mõjutavad kliimat ja on ise selle indikaatoriks, reguleerivad merepinna taset, mõjutavad maapinna isostaatilisi liikumisi jne.

Liustikud võivad paikneda ka lumepiirist allpool, kuid osa liustikust peab asuma siiski kionosfääris, kus lume akumulatsioon ületab selle sulamise ja aurustumise. Liustike kujunemiseks ei ole vaja väga külma kliimat, küll on aga vaja piisavalt sademeid, sest liustik saab kujuneda vaid siis, kui ablatsioon ehk jää sulamine ja aurustumine on väiksem lume kuhjumisest akumulatsioonialal ehk firnibasseinis.

Liustikke, nende liikumist, levikut, füüsikalisi omadusi jms uuriv teadusharu on glatsioloogia.

[redigeeri] Liustiku liikumine

Jää on küll tahke aine ja tavaloogikale tuginedes ei tohiks voolata, kuid suure rõhu all muutub siiski plastilisemaks ja hakkab käituma väga viskoosse vedelikuna. Rõhku avaldab jääle tema enda raskus. Peale rõhu ehk liustiku paksuse avaldavad voolamise kiirusele olulist mõju ka liustiku temperatuur ja nõlva kaldenurk. Mida soojem liustik, seda suurem plastilisus. Arvatavasti avaldab liikumiskiirusele olulist mõju ka sulaveekiht, mis "sooja" liustiku alla võib tekkida. Liustik hakkab voolama siis kui ta paksus ületab 50 meetrit. Liustik, erinevalt vooluveest, võib liikuda ka ülesmäge, samuti võib liustik uuristada maapinda ka allpool erosioonibaasi. Näiteks jõgedega ei juhtu seda kunagi. Sellega on selgitatav väga sügavate fjordide, mis on liustikutekkelised pinnavormid, olemasolu näiteks Norra rannikul. Liustik ei liigu kogu ulatuses sama kiirusega. Näiteks oruliustiku servad, mis hõõrduvad vastu orunõlvi, liiguvad aeglasemalt kui jää liustiku keskosas. Et jää väiksema rõhu tõttu on liustiku ülaosas habras, esineb seal tihti lõhesid. Lõhed ei ulatu sügavamale kui poolsada meetrit, selsamal põhjusel, et liustik on sellest piirist allpool plastiline. Seega, kukkudes jäälõhesse jõuate oma viimase mõttena lohutada end, et väga palju kukkuda ei tulegi, maksimaalselt 50 meetrit. Lõhesid esineb kõige rohkem seal, kus liustiku pind on kumer.

Liustike liikumiskiirus on väga erinev. On liustikke, mis praktiliselt ei liigugi ja on ka selliseid, mida nende kiire voolamise (liustiku kohta kiire) tõttu nimetatakse sööstliustikeks. Osade liustike liikumiskiirus muutub perioodiliselt. Näiteks Hassanabadi liustik Kashmiris liikus kolme kuuga tervelt 10 kilomeetrit, mis teeb keskmiseks kiiruseks üle 100 meetri päevas. Selliste kiire liikumise perioodide põhjused ei ole selged. Arvatakse, et selle põhjuseks võib olla maapinna külge külmunud jää vabanemine või mingi takistuse taha kuhjunud jää äkiline vabanemine (analoogia paisu taha kogunenud veega). Enamike liustike keskmine liikumiskiirus on umbes paar sentimeetrit ööpäevas.

See, kas liustikuserv tungib peale, taganeb või püsib statsionaarsena sõltub sellest, kas lume akumulatsioon on ablatsioonist kiirem või mitte. Taganev oruliustik ei hakka loomulikult mööda mäge üles roomama, vaid ta sulamine on lihtsalt kiirem kui jää juurdevool. Liustike liikumises on palju erineva pikkusega tsükleid, mis rohkem või vähem perioodiliselt korduvad.

[redigeeri] Liustike tüübid

Eristatakse palju erinevaid liustikutüüpe, kuid kõige üldisemalt võib nad jagada oruliustikeks ja mandriliustikeks.

Mandriliustikud on suured jääkehad, mis katavad laialdasi alasid. Sellisteks on näiteks jääkilbid, mis katavad suuremat osa Gröönimaast ja Antarktisest. Nende akumulatsiooniala on liustiku keskosas, millest kuhjuv jää radiaalselt igas suunas eemale voolab. Liustikualune pinnamood enamasti ei mõjuta oluliselt mandriliustike pinda, isegi teravad ebatasasused aluspinna reljeefis on tajutavad vaid väga sujuvate ebatasasustena liustiku pinnal. Mandriliustike paksus võib ulatuda mitmete kilomeetriteni.

Mandriliustikud jaotatakse jääkilpideks ja jäämütsideks, neist jääkilbid on tunduvalt suuremad. Jääkilbi staatus ongi ainult kahel liustikul. Nendeks on Gröönimaa ja Antarktise jääkilbid. Antarktise jääkilbi suurim paksus ulatub ligikaudu 4300 meetrini. Jäämütsid on väikesed ja suhteliselt õhukesed jääkatted. Eristataks kiltmaade ja madalike jäämütse. Jäämüts on näiteks Islandi suurim liustik Vatnajökull.

Oruliustikud ehk mäestikuliustikud on pikad "jääjõed", mis on reeglina kujunenud mäestikuorgudes. Oruliustikke jaotatakse omakorda:

• orvandi- ehk kaariliustik on kõige väiksem liustikutüüp, pikkusega kuni 1 km, kujunenud orvandites
• Alpi liustik toitub ühest või mitmest tsirkusorust, pikkus võib ulatuda üle 100 km
• oskulaarsed liustikud erinevad Alpi liustikest selle poolest, et toituvad jääkilpidest. Levinud näiteks Gröönimaa jääkilbi servaaladel
• rippliustikud on suure kaldega oruliustikud, enamasti ripporgudes. Neis on suur varinguoht
• jalamiliustikud tekivad siis, kui liustik väljub oma vooluteest ehk troogist. Sellega kaasneb jää laialivajumine ning väga keerukad lõhedesüsteemid

Eraldi tuleb esile tuua šelfiliustikke, mis toituvad maismaal asuvaist liustikest, kuid ujuvad ühe otsaga kalda küge kinnitunult vee (enamasti mere või ookeani) kohal. Hea näide on Rossi šelfiliustik Antarktikas. Jäämäed, mis ujuvad meres, on tavaliselt šelfiliustike küljest lahti murdunud suured jääkamakad.