Priredila: Pava Savićević
Glacijalna erozija ili poznata još kao egzaracija jeste geomorfološki proces izgrađivanja oblika u reljefu mehaničkim radom lednika. Led, svojim kretanjem preko Zemljine površine, odadire podlogu i stvara karakteristične oblike reljefa koji se još izdvajaju kao glacijalni oblici. Dalje se dijele na erozivne i akumulativne. Erozivni glacijalni oblici postaju korazirom, dok akumulativni nastaju nagomilavanjem erodiranog stjenovitog i rastresitog materijala koji je još poznat kao morenski materijal.
Glacijalni oblici reljefa mogu se podijeliti i na recentne ili one koji postaju današnjim aktivnim glacijalnim procesom i fosilne oblike, one koji su izgrađivani u bližoj ili daljoj geološkoj prošlosti a sada su izloženi dejstvu egzogenih sila.
Područje djelovanja glacijalne erozije određuje sniježna granica. To je visinska zona koja čini granicu pozitivnog i negativnog toplotnog bilansa insolacije i radijacije. Količina toplote koju Zemlja prima od Sunca (insolacija) manja je od Zemljinog izračavanja (radijacije) pa se padavine javljaju u čvrstom stanju i padavine se zadržavaju. Razlikujemo donju sniježnu granicu, ili pojas gdje se sav snijeg koji padne otopi. Iznad ove donje sniježne granice je područje hionosfere ili zona stalnog nagomilavanja snijega koja se pruža do gornje sniježne granice, koja je više teoretska pretpostavka, i objašnjava se kao pojava gdje se količina padavina toliko smanjuje da se gotovo sva količina sniježnih padavina gubi isparavanjem, bez obzira na niske temperature. Visina donje sniježne granice varira i zavisi kako od klime tako i od orografskih uslova (visine i karaktera reljefa), količine sniježnih padavina, temperature, vlažnosti vazduha, ekspozicije terena i td. Primjera radi, visina sniježne granice na Antarktiku je u nivou mora, dok se idući ka ekvatoru ona povećava. Najviša je u suvim tropskim i suptropskim oblastima gdje se nalazi na 6400 m. Na Tibetu se penje čak i do 7000 m.
Kao agens glacijalne erozije javlja se udruženo dejstvo temperaturnih promjena (dejstvo mraza) i kinetičke energije snijega i leda. Akumulacijom snijega i povećanjem njegove debljine dolazi do pritiska na donje slojeve i stvaranje tzv. zrnastog snijega, kompaktnijeg i sa manjim sadržajem kiseonika, koji kasnije prelazi u firn ili krupnozrni led koji je manje-više plastičan. Dalje firn, na većoj dubini, biva izložen znatnom pritisku povlatnog sloja debele sniježne mase i prelazi u plastični led koji izgrađuje lednike – lednički led. On u sebi nema mjehurića i specifična težina mu je veća od specifične težine običnog leda. Kada se ovaj led pokrene niz padinu naziva se lednik. Kretanje lednika preko stjenovite podloge dovodi do razaranja samih stijena, njihovog glačanja i produbljivanja. Lednik stvara svoju dolinu koja ima poprečni presjek u obliku slova U sa strmim stranama.
Brzina kretanja lednika je različita. Uglavnom iznosi od nekoliko milimetara do nekoliko metara dnevno, mada može dostići i do 3-7 m dnevno (Himalaji, Pamir). Ledna masa u ledniku ne kreće se istom brzinom, te tako najveću brzinu ima središni, površinski dio lednika, dok je najmanja na stranama i po dnu lednika.
Lednik ima veliku transportnu moć, te tako nosi velike količine materijala. Pri transportu ne postoji selekcija materijala po krupnoći te se vrši po površini, unutar tijela i po podini lednika. Dužina transporta zavisi od karaktera lednika, te pojedini prelaze i više hiljada kilometara.
Pri smanjenju kinetičke energije lednika transportovani materijal se akumulira. Akumulacija se obavlja cijelom dužinom lednika, takođe nije sortirana po krupnoći.
Literatura:
Petrović, D., Manojlović, P. (2003). Geomorfologija, Geografski fakultet Beograd.
Marković, M., Pavlović, R. Čupković T. (2003.). Geomorfologija, Rudarsko-geološki fakultet, Beograd.
Petković, K., Nikolić, P. (1981). Osnovi geologije, Naučna Knjiga, Beograd.