3) Kolejną możliwością jest współpłynięcie dwóch jęzorów lodowych o różnej termice, np. lodowce Gorner i Grenze w Alpach (Blatter, 1990).
4) Lód ciepły często leży pod grubą warstwą lodu zimnego (rys. 5.11c). Ze względu na konsekwencje dla dynamiki i geometrii lodowca lub lądolodu ten rodzaj uważany jest za najważniejszy (Hutter i in. 1988; Blatter, 1990). Taką strukturę termiczną stwierdzono w obrębie wielu lodowców i czap lodowych, np. lodowce Trapridge, Steele, Rusty (Jukon, Kanada) (Clarke, Jarvis, 1976; Clarke i in., 1984), Barnes Ice Cap oraz lodowce White i Laika w kanadyjskiej Arktyce (Blatter, 1985). Do tej kategorii należy
zaliczyć
lądolody Antarktydy i Grenlandii. W przypadku wymienionych lodowców i lądolodów klimatu zimnego jedyną możliwością powstania warstwy lodu umiarkowanego w podłożu jest jego ogrzewanie w wyniku deformacji i dopływu energii geotermalnej. Najlepiej zbadano strukturę termiczną lodowca White (Blatter, 1985). Rozkład temperatur w profilu podłużnym (rys. 5.12) wskazuje na istnienie minimum temperatur na głębokości 100 - 150 m. „Ujemny gradient termiczny” jest efektem ocieplenia klimatu od czasu małej epoki lodowej. Adwekcję zimniejszego lodu do niższych partii lodowca również można zauważyć. Znaczące jest natomiast ogrzewanie dolnych warstw lodowca. W związku z tym w pobliżu czoła istnieje strefa lodu umiarkowanego pod lodem zimnym.
Wiele lodowców Spitsbergenu (np. Lodowiec Fridtjova, Lodowiec Hansa, Kongsvegen i in.) mają strukturę termiczną podobnego typu, przy czym lód ciepły jest warstwą zdecydowanie grubszą (Kotliakow, 1985; Bamber, 1987; Jania i in., 1996, Bjornsson i in., 1996). Jedna z koncepcji genezy tej warstwy zimnej mówi, że jest to skutek ocieplenia klimatu. W jego wyniku powstały rozleglejsze obszary lodu nałożonego, które uniemożliwiły perkolację wód roztopowych w głąb firnu i tym samym odcięły dostawy ukry
|