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

Video teele tunginud ja sõidukeid ohustavast liustikust Põhja-Indias, Himachal Pradeshi osariigis, Kinnauri ringkonnas 2020. aastal

Liustikud katavad tänapäeval ligikaudu 10% maismaast. Geoloogilises minevikus on liustikud palju kordi hõlmanud sellest üle kolme korra suuremat ala. Viimane suurem jäätumine hakkas lõppema umbes 20 000 aastat tagasi. Ka kogu Eesti oli siis veel kaetud paksu jääkilbiga. Liustikutekkelisi pinnavorme võib leida kõikjal Eestis. Liustikud kujundavad reljeefi ka tänapäeval, kuid nad on taandunud poolustele lähemale. Lähim koht Eestile, kus võib näha liustikke, on Skandinaavia mäestik. Liustikud ei kujunda ainult pinnamoodi, vaid mõjutavad ka kliimat, annavad märku kliimamuutustest, 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. Liustiku kujunemiseks ei ole vaja väga külma kliimat, küll on aga vaja piisavas koguses sademeid. Liustik saab kujuneda üksnes 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.

Liustiku liikumineRedigeeri

 
Liustiku ületamine 1982. aasta Pamiiri ekspeditsiooni ajal

Jää on küll tahke aine ega tohiks tavaarusaama järgi voolata, kuid suure rõhu all muutub ta siiski plastilisemaks ja hakkab käituma väga viskoosse vedelikuna. Rõhku avaldab jääle tema enda raskus. Peale rõhu (mis oleneb liustiku paksusest) avaldavad voolamise kiirusele olulist mõju ka liustiku temperatuur ja nõlva kaldenurk. Mida soojem on liustik, seda suurem on plastilisus. Arvatavasti avaldab liikumiskiirusele olulist mõju ka sulaveekiht, mis "sooja" liustiku alla võib tekkida. Liustik hakkab voolama siis, kui ta paksus ületab 50 meetrit. Erinevalt vooluveest võib liustik liikuda ka ülesmäge või uuristada maapinda ka allpool erosioonibaasi. Näiteks jõgedega ei juhtu seda kunagi. Sellega on seletatav 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. Liustiku ülaosas, kus jää on väiksema rõhu tõttu habras, esineb tihti lõhesid. Lõhed ei ulatu sügavamale kui poolsada meetrit, sest sellest piirist allpool on liustik plastiline. Lõhesid esineb kõige rohkem seal, kus liustiku pind on kumer.

Liustike liikumiskiirus on väga erinev. On liustikke, mis peaaegu ei liigugi, kuid on ka selliseid, mida (liustiku kohta) kiire voolamise tõttu nimetatakse sööstliustikeks. Osa liustike liikumiskiirus aeg-ajalt muutub. 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). Enamiku 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, ta sulamine on lihtsalt kiirem kui jää juurdevool. Liustike liikumises on palju eri pikkusega perioode, mis korduvad rohkem või vähem korrapäraselt.

Liustike tüübidRedigeeri

Eristatakse palju liustikutüüpe, kuid üleüldiselt võib liustikud jagada oruliustikeks ja mandriliustikeks.

Mandriliustikud on suured jääkehad, mis katavad laialdasi alasid. Sellised on näiteks jääkilbid, mis katavad suuremat osa Gröönimaast ja Antarktisest. Nende akumulatsiooniala on liustiku keskosas, kust kuhjuv jää radiaalselt igas suunas eemale voolab. Liustikualune pinnamood ei mõjuta enamasti oluliselt mandriliustiku pinda. Isegi aluspinna teravad ebatasasused on tajutavad väga laugete ebatasasustena liustiku pinnal. Mandriliustiku paksus võib ulatuda mitme kilomeetrini.

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

Oruliustikud ehk mäestikuliustikud on pikad "jääjõed", mis on reeglina kujunenud mäestikuorgudes. Oruliustiku alltüübid on:

Eraldi tuleb esile tuua šelfiliustikke, mis toituvad maismaal asuvaist liustikest, kuid ujuvad ühe otsaga kalda külge 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.


Vaata kaRedigeeri