הקרחונים מכסים כעשרה אחוז משטח הארץ וכולאים בתוכם כמות מים שיכולה להעלות את פני הים בשבעים מטר.  למרות שהם תופסים שטח כה ניכר מכדור הארץ, הקרחונים אינם מיושבים על ידי בני אדם.  הגישה המסורתית רואה את הקרחונים כשריד לתקופות הקרח.  אלו באות לעולם כל מאתיים חמישים מיליון שנה בערך (ידועות שלוש תקופות בשש מאות מליון השנה האחרונות).  תקופת הקרח הנוכחית התחילה לפני יותר מחצי מיליון שנה, ואילו הגל האחרון התרחש לפני 10,000 שנה. בשיא תקופת הקרח כשליש מפני כדור הארץ כוסו בקרחונים.

תפיסה חדשה רואה את הקרחונים כמערכת System)) הכוללת אלמנטים נכנסים ויוצאים. האלמנטים הנכנסים כוללים את המשקעים (בעיקר שלג) ואילו האלמנטים היוצאים כוללים מים שנמסו או התאדו.  במצב בו מסת המשקעים הנכנסת גדולה ממסת המשקעים היוצאת נוצר קרחון.  האיזון בין המשקעים והאידוי מושפע מנתונים הנוגעים לאקלים, למורפולוגיה של הקרחון ולטופוגרפיה של השטח.

 

 

·           שדות קרח Ice Fields ,Ice Sheets)) נמצאים בגרנלנד ובאנטארקטיקה.  הקטנים מביניהם נקראים כיפות קרח (Ice Caps) וניתן למוצאם באיסלנד.  שני הסוגים ניזונים באופן ישיר משלג היורד עליהם.  כיפת קרח הופכת לשדה קרח כששטח הקרחון הוא מעל 50,000 קמ"ר.  את שדות הקרח ניתן למיין לשני סוגים:   קרחונים גבוהים בהם מתרחשת תנועה מעטה יחסית של קרח’ וקרחונים בהם יש יותר תנועה, בעיקר לכיוון השוליים.  קרחון מסוג זה מתפשט לכל הכיוונים בעקבות לחץ המשקל של הקרח.  כיוון הגלישה הוא תמיד מהמרכז לשוליים, גם אם קווי השטח הם בכיוון מנוגד.  כששולי הקרחון חלשים מכדי לטפס הר, הם עוקפים אותו ומותירים את פסגתו חשופה מעל.  כאשר הקרחון מוגבל על ידי הרים הוא שולח לשונות ארוכות וצרות במעברים שבין המכשולים.  לשונות אלו אינן עצמאיות אלא תלויות בשדה הקרח המרכזי.  הן יוצרות סוג נוסף של קרחונים – קרחוני עמק.

·           קרחוני עמק (  (Valley Glaciers ניזונים ממקורות שלג הממוקמים מעל לקו השלג של ההרים הגבוהים.  להבדיל משדות קרח, קרחוני עמק נעים רק בכיוון אחד – במורד העמק, והם מושפעים מתנאי הטופוגרפיה.  קרחונים אלו יוצרים מדרונות תלולים המהווים מקור למפולות, הנושאות איתן שברי סלעים וסחף.  גודלם תלוי בתבליט הקרקע, הגובה של ההרים הסמוכים ואספקת השלג.

·           קרחון הדום – קרחון למרגלות הר –(Piedmont)  יש קרחונים שיורדים מהרים למישורים ומתפזרים שם באופן דומה לשדה קרח, בצורה של מסות שטוחות.  קרחון זה דומה בצורתו לשדה קרח, אבל נבדל ממנו בכך שאין לו אספקת קרח משלו.  הוא נמצא מתחת לקו האיזון (האיזון שבין כניסת משקעים ויציאתם) ולכן, לרוב, מסת המשקעים שהוא מקבל ממעלה ההר תהיה קטנה ממסת המשקעים שהוא מאבד בעקבות המסה ואידוי.  בעקבות שינויי מזג אויר יכול קרחון זה להתמזג עם דומים לו ולהפוך לשדה קרח בעל מקור שלג בלתי תלוי.

·           קרחון קירקס (Cirque) – נמצאים בשקעים שבמדרונות ההרים המשמשים כאגן לצבירת שלג.  הצלעות התלולות של האגן נוצרות מפעולות של קפיאה והפשרה לסירוגין, בשילוב הסחיפה הנגרמת מהחלקת הקרח ובליית הסלעים על הדפנות.

·           קרחונים קטנים הנוצרים בנישות שבהר.  אלו נוצרים בעקבות מפולות שלג, הצטברות שלג בשקערוריות שבמורדות ההרים וכדומה.

1.         בדיקת שכבות – התפרצות הר געש מותירה בקרחון סימנים בדמות שכבת אבק או עדות להמסה.  תיארוך ההתפרצות מאפשר את תיארוך הקרחון. שכבות השלג והפסולת הוולקנית מקנות לקרחון מראה מפוספס.  הפסים הופכים מטושטשים ומעורפלים כשהקרחון זז.

2.         בדיקת תכונות הקרח – קידוח פירים בקרח מאפשר את בדיקת תכונותיו. באנטארקטיקה נמצא שהשכבות המאפיינות את הקיץ והחורף הן שונות.  בקיץ הקרח מחוספס יותר ומצטבר בשכבה דקה יחסית.  שיטה זו מאפשרת את ספירת השנים על פי שכבות הקרח.

3.         תיארוך ביחס לחפצים – מציאת חפצים בקרח (כגון בסיסי מחקר שננטשו, כלי רכב וכדומה) מאפשרת את חישוב קצב גדילת הקרחון ואף את קצב וכיוון תנועתו.

4.         חישוב באמצעות חמצן 18 – במשקעים קיימת כמות קטנה של חמצן 18.  בקיץ היחס של חמצן 18 גדל ולהפך –  בחורף הוא קטן.  שיטה זו מאפשרת את ספירת השנים.

5.         חישוב באמצעות פחמן 14 – פחמן 14 הנו יסוד הנמצא בחומר אורגני ומתפרק במשך הזמן. זמן מחצית החיים שלו בחומרים אורגניים הוא 5,700 שנה. לכן, כשמוצאים בקרחון חומר אורגני, משווים את כמות הפחמן 14 בו לכמות הפחמן 14 שבאטמוספרה. אם הכמות שווה לחצי, אז הקרחון הוא בן 5,700, אם היא שווה לרבע, אז גילו 11,400 וכן הלאה.  חסרון השיטה הוא שאין אפשרות לתארך באמצעותה ממצאים שגילם מעל 70,000 שנה, שכן כמות הפחמן 14 קטנה מדי למדידה. 

Nival); אחרים נקראים "סמי ניבאליים".  אזורים הנמצאים ברחבים גיאוגרפים גבוהים – הטמפרטורה של החודש הקר היא מתחת ל-°0 מעלות צלזיוס, שהיא קריטית לירידת שלגים בחורף ולהשתמרותם על פני השטח בצורה מוצקה.  קו רוחב זה מכונה "הגבול המשווני של השלג" – קו רוחב °40 מעלות. 

מספר הימים חשוב אף הוא – מספרם עולה עם ההתרחקות מקו המשווה.  הגבול המציין את קו ההשתרעות של שלג העד מכונה "גבול השלג האקלימי".  מלבד הרוחב הגיאוגרפי, קובע גם הריחוק מן הים והגובה הטופוגרפי.  הגבול התחתון של שלג העד בהרים נקרא "גבול שלג אורוגרפי" (אורוגֶן – רכס הרים).  באזורים משווניים, גבול השלג גבוה למדי ונמצא בדרך כלל מעל 5,000 מ'.  ככל שמתרחקים מקו המשווה, יורד גובהו של גבול השלג האורוגרפי.  באלפים, נמצא גבול השלג בחדשים דצמבר-ינואר, בגובה 600-700 מ', ואילו באוגוסט – מעל 3,000 מ'.  גובהו של גבול השלג תלוי גם ברמות משקעי האוויר.  ככל שהם רבים יותר, נוטה גבול השלג להיות נמוך יותר.  גובה קו השלג תלוי גם במפנה של המדרון.  במדרונות הפונים אל קו המשווה – קו השלג יהיה גבוה יותר.  בתקופות הקרח, גבול השלג היה נמוך הרבה יותר מזה של היום.  באלפים גבול השלג היה נמוך ב-1,500-1,000 מ' לעומת הנוכחי.

 

·        גלשון ( Avalanche) – תנועת מאסה של שלג המתחילה להידרדר ולגלוש במדרון. תוך תנועה זו, אוספת המאסה כמויות חומר רבות ומהירות תנועתה הולכת וגדלה במידה ניכרת.

·         גלשון תחוח (Dry Avalanche) – תנועת שלג טרי, המורכבת מגבישים שטרם התלכדו זה לזה והרווח הבין-גבישי עדיין גדול.  כאשר שלג טרי זה גולש, מתרופפת האחיזה הקלושה שבין גבישיו והתנועה דומה לתנועת אבק הגולש במורד.

·         גלשון רטוב – מתחולל כאשר השלג מתחיל להפשיר ומכיל משום כך כמויות גדולות של מים.  התנועה איננה רציפה.  המאסה גולשת, נעצרת עקב מכשול כלשהו בדרכה, מתעכבת, מפשירה, כמות המים גדלה, משקל החומר עולה והמאסה גוברת על המכשול וממשיכה לגלוש על פני המדרון.  אם כמות השלג גדולה וקיבלה תאוצה מספקת, אין צורך בהפסקות, והתנועה תהיה רציפה.  המים פועלים כחומר סיכה.  מאסת השלג הרטוב תעבור את העמק לרוחבו ועשויה לטפס עד לגובה של עשרות מטרים על המדרון הנגדי.  הגלשון קולט ואוסף כל חומר העומד בדרכו.  גלשון המתחיל בכמות קטנה של שלג, עשוי לכלול בסוף התנועה מאסת שלג שנפחה גדול פי אלפיים מאשר בתחילה.

 

 

  

השלג הנשאר על הארץ נדחס, כתוצאה ממשקל השלג הממשיך לרדת, והרווחים הבין-גבישיים הולכים ומצטמצמים.  הגבישים מאבדים את מבנם הכוכבי וצורתם הולכת ומתעגלת. דבר זה חל בעיקר בנקודות המגע בין גביש לגביש, בהן הופך השלג למים, אשר שבים וקופאים.  מים אלו מתווספים בדרך כלל לגבישים מסוימים, ההולכים וגדלים על חשבון שכניהם, שלג זה הוא שלג גרגירי כאשר הוא נשאר על מקומו שנה בערך, גבישיו גדולים ומוצקים; קוטרם מגיע למילימטרים אחדים; צפיפותם הסגולית מגיעה למחצית מזו של המים, והנקבוביות הבין-גושיות תופסות 5% בלבד מהנפח הכללי.  חומר זה נמצא במצב ביניים בין שלג לקרח ונקרא "מִקְפָּא". 

 

את הקרחונים ניתן לחלק לשני סוגים עיקריים – יבשתיים וימיים.

היווצרות קרחון יבשתי

קרחוני היבשה נוצרים ביבשה וניתן למוצאם בקנדה, בסיביר, בדרום אמריקה ועוד. בחלקם ניתן לאתר חיות שנכחדו לפני 30,000 שנה ויותר, כמו הממותה.

יש אזורים, כמו צפון אירופה, בעלי קו שלג עונתי, בהם השלג יורד בחורף ונמס באביב.  באזורים אחרים, כמו באלסקה, קיים קו שמעברו השלג אינו נמס גם בקיץ.  קו זה נקרא קו השלג האזורי. באזורים בהם השלג אינו נמס יורדת מאסה יותר גדולה של שלג מאשר המסה הנעלמת באמצעות המסה ואידוי.  חלק מהשלג העודף הופך לקרחונים.  אם כך, התנאי להיווצרות קרחון הוא שיישאר עודף שלג אחרי כל המסה עונתית.  כאשר תנאי זה מתקיים לאורך זמן נוצר קרחון.  מרגע שנוצר, הקרחון ישרוד כל עוד יהיו מקורותיו מעל קו השלג האזורי.

כיצד השלג הופך לקרח?

עם הצטברות השלג במשך השנים, המשקל מלמעלה לוחץ החוצה חלק מהאוויר הכלוא בעומק השלג.  ככל שמספר נקבוביות האוויר מצטמצם, עולה דחיסות החומר.  במקביל, מים שנמסים ומחלחלים פנימה קופאים מחדש ומחזקים את התצורה.  בתהליך הקפיאה של המים משתחררת אנרגיה המתבטאת בחום.  חום זה גורם להמסה נוספת, שבעקבותיה עוד מים מחלחלים וקופאים מחדש.  מעגל קסמים זה מחזק את השכבות התחתונות של השלג.  לאחר כעשר שנים, כשעובי השלג הוא בערך 50-70 מ', הדחיסה והקפיאה מחדש הופכים את שכבות השלג התחתונות לקרח.  שכבה זו נראית כמו השכבות שמעליה, אבל היא נבדלת מהן בכך שאינה חדירה לאוויר.  בשלב זה הופך הקרח לגמיש ומתחיל לזרום, הצטברות השלג מוסיפה משקל, ובעקבות כך שואף קצה הקרחון לגלוש מטה.  הקרחון ימשיך לגדול כל עוד מאסת המשקעים, הנוספת כל שנה, גדולה יותר מהמאסה האובדת בעקבות המסה ואידוי.

 

היווצרות קרחון ימי

קרחוני ים נוצרים בים ונמצאים בקטבים.  מבחינים בהם בשני סוגים:
א. משטחי קרח צפים שנוצרים משבירה של לשונות קרחונים שגלשו לים.

קרחון ימי נוצר כשהחלק הקדמי של קרחון עמק נכנס למים עמוקים מספיק בכדי לצוף בתוכם (קרחון מתחיל לצוף כשהוא בעומק של תשע עשיריות במים).  חלקו האחורי עדיין מחובר לייבשה שמעליו, עד שמי הים ממיסים את החיבור לקרחון הגדול.  משהתנתקו, הקרחונים נסחפים בזרמים עד שהם נעלמים (אחד כזה גרם לאסון הטיטאניק).  השבירה מתרחשת כשהלחץ על הקרחון להישבר גדול יותר מעוצמתו שלו.

ב. שדות קרח צפים המתפתחים ממי ים שקפאו.

אלו ניזונים מהצטברות שלג ממעל ומקפיאת מי ים מלמטה.  קרחונים מסוג זה ישנם בקטבים.  הם מתכווצים בקיץ, או כאשר הקרחון בא במגע עם זרמים חמים, ומתרחבים בחורף, כשפני הים בגבולותיהם קופאים.

שדות קרח ימיים קיימים באזור הארקטי והאנטרקטי.  שדה הקרח הארקטי, תחת השפעת רוחות וזרמים ימיים, נסדק ומתפרק לשדות קרח קטנים.  כששני שדות קרח צפים מתנגשים זה בזה נוצר רכס קרח קטן.  גם בשדה הקרח האנטרקטי קיימים שדות קרח צפים, אבל אופיים שונה בגלל הפיזור השונה של מים וקרקע ביניהם.  האזור הארקטי מוגבל על ידי יבשות, והקרח בו יותר עבה.  באזור האנטארקטי, מאידך, האוקיינוס פתוח והקרח פחות עבה.  באזור זה שדות הקרח צפים לעתים במהירות של 60  ק"מ ביום, ויש פחות מקרים שהם מתנגשים אחד בשני.

באזור הארקטי בלבד ניתן למצוא גם איי קרח.  ידועים בין 85 ל 100 איים כאלו, שלכולם צורה זהה – הם עבים ושטוחים מלמעלה.  יש להם רכסים נמוכים ומקבילים, עם רווחים ביניהם, והם נושאים לעתים סלעים, עפר ואפילו טחב.  איים אלו נוצרים כאשר קרחון ימי נשבר מהיבשה וצף עם זרמי הים.  האיים עושים מסלול מעגלי בצד הצפון אמריקאי של האוקיינוס הארקטי.  לוקח להם כמעט שתיים עשרה שנים להקיף מסלול זה, במהירות של מייל ליום.

 

כתוצאה מלחץ הכובד, הוא מתחיל לנוע בכיוון ההתנגדות הקטנה ביותר.

1.       מבנה הגבישים, כשל לוחות זעירים המונחים זה על גבי זה.

2.       הפשרה תמידית של גבישי הקרח וקפיאתם מחדש, תוך שינוי המערך שכבר צוין.

3.       סיבוב – כאשר הלחץ גדול – עשויים גבישי הקרח לקבל תנועת סיבוב המכוונת אותם למקום של לחץ קטן יותר. 

תנועות הקרח הן בעיקרן תולדה של לחץ התלוי בעובי מכסה הקרח.  אם הלחץ גדול למדי, יקרה שתנועת הקרח תהיה אפילו בכיוון הנוגד את השיפוע הטופוגרפי. (קרחונים באנטארטיקה אפילו מטפסים על מדרונות).

זרימת הקרח איטית מזרימת המים.  מהירות התנועה של הקרח תלויה בגורמים רבים שהחשובים בהם הם תנאי השיפוע, הטמפרטורה, עובי הקרח וכמות אספקת השלג ההופך לקרח.  בדומה לזרימת נהרות, הזרימה במרכז הזרם תהיה גדולה יותר מאשר בצדדיו ובעיקול – חזקה יותר בקשת הקעורה.  בשיפוע תלול – הזרימה מהירה ובשיפוע תלול מאד – עלול הקרח להישבר ולהפוך למפל קרח.  בדומה לזרימת נהר, מותנית גם זרימת הקרח במאסה.  ככל שכמות הקרח תהיה גדולה יותר, כן תהיה גם התנועה מהירה יותר ולהיפך. המהירות הקטנה ביותר של הקרחון מצויה באזור בו הוא מתחיל להתהוות ובאזור הסמוך לקצה הקרחון.

 

 

 

 

קרחון אלפיני מורכב מהקטעים הבאים:

א.  שדה הצטברות

 

 

כל חומר שקוף האור שחודר אותו עובר שלשה אפקטים:

1. חלק מוחזר מפני השטח, כמו החזרת מראה
2. חלק עובר וממשיך הלאה עד שפוגע בתווך אחר
3. חלק מתפזר מעומק החומר הוא כתוצאה של גרגירים/אבק או גבולות בין גבישי קרח

 

החלק המוחזר מפני השטח (החזרה מראתית), הוא בצבע של האור המקרין. לכן ביום שמש ההחזרה של השמש מהקרח תראה בצבע השמש (צהוב עד אדום)

החלק שעובר לא מגיע לעין שלנו

החלק המפוזר מתפזר לכל הכיוונים והוא מגיע גם לעין של הצופה.

 

  

 

יש כלל בפיזור שנקרא חוק פיזור ריילי (Rayleigh)  שאומר שעוצמת הפיזור תלויה לפי אחד חלקי האורך גל ברביעית. כלומר, ככל שאורך הגל קצר יותר, כך עוצמת הפיזור תהיה גדולה יותר. לכן עוצמת הפיזור של הצבע הכחול, שהוא הצבע עם אורך הגל הקצר יותר בתוך התחום הנראה, תהיה הגדולה ביותר.

לכן הקרחון נראה כחול. אותו הסבר גם מתאים לצבע השמים.

 

במידה ולקרחון יש פנים מחוספסים, עיקר ההחזר לעין הוא ההחזר המראתי של פני השטח שהוא החזר שלא תלוי בצבע. כאשר השמש פוגעת בקרחון, החזר זה יכול להיות יותר חזק מהפיזור מתוך עומק החומר, ולכן הקרחון יראה לבנבן.

 

 

 

מקורות השפוכת הקרחונית – המורינות, מדרונות העמק, הרוח, והפעולות הארוזיביות.  רוב הטעונת הקרחונית מקורה בחומר הסלעי שעוקר הקרחון מתחתית העמק.

מורינות