冰川运动

信息冰川运动已经获得数学和数值模拟,实验,测量钻孔,观察在自然和人工冰蛀牙,和解释的地貌和沉积物以前冻结成冰的区域。

冰雪从积累区域转移到冰川的消融区流动。流发生滑动,冰的变形,变形下床的冰川。形变和重力滑动慢慢传输冰雪聚集区和室内边际地区冰盖的消融。冰流的速度与气候相关的输入冰川和冰川流域的几何形状。冰川没有大小和形状的变化,冰流的截面必须等于积累和消融,说明了楔形的概念在图4.43中,p . 102。通常,最大的烧蚀发生在冰川鼻,而最小值

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图4.40年度净(上半部分)和累积(下图)质量平衡的变化Griesgletscher在1962年和1997年之间。(数据从恐慌等,1997,和WGMS)

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图4.40年度净(上半部分)和累积(下图)在1962年至1997年间Griesgletscher质量平衡的变化。(数据从恐慌等,1997,和WGMS)

冰川消融记录在上部。积累的情况恰恰相反。为了在稳态条件下,冰川冰消融区必须从积累。速度计算以这种方式被称为平衡速度。由于这种行为,从上部冰速度增加,达到最大值的平衡线。均衡线以下的速度减少,达到一个最低速度冰川。冰川速度最高与陡峭的质量平衡梯度,冰川和冰川冰从广泛积累盆地集中到一个狭窄的山谷。质量平衡梯度平衡线因此冰川活动的一个迹象。通常,冰川在潮湿,海上冰川流动速度远高于在干旱地区,寒冷和大陆地区。因此,冰川活动通常与减少纬度和增加更多的海洋气候。raybet雷竞技最新 However, glacier geometry highly influences glacier behaviour and therefore no simple relationship occurs

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2000年

图4.41年(上半部分)和累积(下图)净余额变化Sarennes从1949年到1997年。(数据来自WGMS)

1965年

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2000年

图4.41年(上半部分)和累积(下图)净余额变化Sarennes从1949年到1997年。(数据来自WGMS)

质量平衡梯度和冰川之间的放电。

在短期内,发生重大偏离平衡速度驾驶和之间的平衡抵抗力量的阶段与冰川质量平衡的变化。驱动力是压力引起的地面坡度和冰的重量,因此受到质量平衡的变化。抵抗部队冰川冰的强度的结果,冰川/床接触和床本身。驾驶和抵抗力量保持平衡在更长时间内由冰川流动。冰川因此调整地面坡度产生驱动力足够维持冰川质量平衡。临时和重大变化抵抗力量可能发生的变化在水的底部的冰川。

应力和应变是冰川运动的理解的重要概念。压力是多么困难的测量材料和外部的结果推或拉

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图4.42年(上半部分)和累积(下图)净平衡刘易斯冰川在1979年和1996年之间。(数据来自WGMS)

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图4.42年(上半部分)和累积(下图)净平衡刘易斯冰川在1979年和1996年之间。(数据来自WGMS)

力量,而应变的测量结果发生的变形量的压力。了解压力,这是第一个有用的了解力的概念,这是质量乘以加速度。向下的力的冰川底部的产品上覆冰的质量和重力加速度,通常以牛顿(N;公斤m s)。压力的定义是单位面积上的受力。结果,一个给定的力作用在一个小区域将导致压力大于相同的力作用在一个更大的区域。最常用的单位压力的帕斯卡(1 Pa = 1 n m ~ 2)和酒吧(lbar = 100 kPa)。冰川下的高应力使它更方便使用kilopas-cals (1 kPa = 1000 Pa)。表面应力可分为两部分:正常压力(压力作用在直角面)和剪切应力(压力作用平行于表面)。正常压力,两种对立的牵引一起按材料在表面,称为压应力,或倾向于把材料在表面,

增厚

平衡线

变薄

增厚

平衡线

变薄

图4.43的楔形模型冰川流动。冰川B有一个陡峭的比冰川质量平衡梯度,因此需要更高的速度平衡质量获得和失去了两个楔形。(改编自瑟顿和约翰,1976年,Benn和埃文斯,1998)

称为拉应力。牵引是平行的,但对剪切应力在相反的方向。剪切应力t冰川的底部是由于上覆冰的重量和冰川表面的斜率,表示为t - rgh罪

其中r是冰的密度(0.9 g厘米),g是重力加速度(9.81 2)女士,米,h是冰层厚度和表面坡度。这个公式的一个含义是,压力与冰层厚度增加。违规行为在冰川的床上,然而,导致冰川下的压力变化的影响侵蚀和沉积。此外,推动和拉动效应,称为纵向应力,压缩的速度正在放缓,拉伸速度正在加快。正常的上游侧的压力是最大的冰川下的碰撞和最低向下流。

应变,形状的变化,有时由于压力大小的材料,可以分为弹性应变(可恢复)和永久应变(不可恢复)。压力的程度,发生永久变形称为屈服应力。永久变形发生脆性破坏(破坏骨折)或塑性变形(材料受流或蠕变)。变形包括体积变化称为膨胀(扩张或收缩),没有体积变化称为恒定体积变形而变形。应变类型通常与冰川流动是纯剪切和简单剪切(图4.44)。冰川的研究

脆性变形

脆性变形r ~ nr

一个塑性变形

一个塑性变形

E简单剪切

E简单剪切

图4.44风格的变形在冰川。(修改Benn和埃文斯,1998)

运动通常涉及的研究应变速率(单位时间内发生的应变)和累积应变应变(净额在给定的时间内)。

紧张我的发生变形的冰,变形的冰川下的床上,或在冰和之间的界面滑动床上。冰川表面运动的累积运动一个或所有的这些影响。流动阻力取决于几个因素如温度、碎片的内容冰,床上粗糙度和水的压力。

蠕变是冰变形由于冰晶之间或内部流动。晶体内部的运动可以通过滑动沿着解理发生飞机,弱点线晶体分子结构有关,或运动晶体缺陷。晶体之间的运动导致形状或大小的变化再结晶在晶体之间的界限。格伦流定律(格伦,1955),首次用于冰川奈(1957)编写:

e是应变率,和n是常数,t是剪切应力。参数随冰的温度;寒冷的冰容易变形小于冰在更高的温度。指数n通常是接近3(图4.45)。然而,冰晶体的取向(冰织物)和杂质的存在(溶质,气泡和固体颗粒)可能会导致应变率不同于预测从流法。

断裂发生在冰川冰不能移动速度不够快,允许调整其形状的冰川下的压力。冰裂缝骨折形成的例子,由拉应力分开。拉伸断裂附近形成表面,因为深度大于15 - 20 m,压缩力大于拉伸。在温带冰川,

0 50 100

剪切应力(kPa)

图4.45为不同类型的应力和应变之间的关系材料:(一)完全塑性材料;(b)牛顿粘性材料;(c)非线性粘性材料(如冰)。(改编自帕特森,1994)

0 50 100

剪切应力(kPa)

图4.45为不同类型的应力和应变之间的关系材料:(一)完全塑性材料;(b)牛顿粘性材料;(c)非线性粘性材料(如冰)。(改编自帕特森,1994)

裂隙很少比30米深,而在极地冰川,冰川冰的硬度比在温带,裂缝可能相当深。骨折也可以形成冰在哪里受到压缩,沿着剪切面运动发生。

软岩石和沉积物在冰川下面可以体验冰川由于压力带来的压力。冰川下的沉积物变形的过程可以解释某些类型的不稳定行为和冰川快速流动的冰流(例如博尔顿和琼斯,1979)。冰川下的沉积物变形的研究一直在进行隧道挖掘冰川,将仪器放入钻孔和地震测深技术的手段。研究表明,冰川下的材料不会变形,直到达到一个阈值压力,称为屈服应力或临界剪切产生的。临界剪切应力变化极大,最重要的因素是有效的正常压力的材料上覆冰和沉积物。材料的抗剪强度是凝聚力和粒间摩擦强度的总和。凝聚了力量保持材料一起,而摩擦强度是谷物的抗滑动和谷物压碎。变形沉积物层通常局限于至上床的一部分,因为向下摩擦强度增加。因此,剪切应力或孔隙水压力的变化会影响变形沉积物层的厚度。应变率,增加与孔隙水压力增加,通常向上增加,达到最大值的顶部变形层。 Very high porewater pressure at theglacier-till界面,然而,可能导致基底的分离和降低变形速率。

滑动是冰川和床之间的运动。最重要的因素控制的速度基底滑动粘附是由于冻结冰的床上,床糙率、水的数量和分布在床上,和岩屑底部的冰。滑动的速度是由基底温度、有效滑动发生在冰的压力融化点。冷冻冰川床的粘合强度高甚至在光滑的表面上。直到最近,因此,滑动cold-based冰川被认为是不可能的。最近的实验室工作和现场证据,然而,如果我自己,慢基底滑动

图4.46的相对有效性复冰和蠕变大小不同的障碍。(改编自博尔顿,1975)

图4.46重新结冰的相对有效性和蠕变大小不同的障碍。(改编自博尔顿,1975)

下面极地冰川。测量低于Urumqihe美国1号在中国显示滑动率的0.01毫米普通人(每年小于4毫米)的滑动在5°C (Echelmeyer和王出版社,1987年;Echelmeyer、众香,1987)。

在自然界中,冰川床不光滑的广泛区域,但在不同的尺度有违规行为。周围的冰川运动阻力及以上障碍称为形成阻力,这是控制滑动率的一个重要因素。两种机制的冰川运动障碍是复冰滑和增强的蠕变。复冰过程中,冰川冰幻灯片在粗糙床upglacier一边融化和重新冻结downglacier方面的障碍。复冰滑的上游侧发生局部高压,降低熔点的压力。冰融水downglacier移,低压侧的障碍,凝结。复冰滑的理论表明,这个过程时是最有效的潜热的下游一侧的障碍是流水穿过障碍融化冰upglacier一侧(Weertman, 1964)。增强的蠕变机制是应力集中的结果在upglacier障碍,障碍导致加速滑动。因此基底冰的形状变化不断滑动造成的。在寒冷的冰蠕变率要低得多,由于温度的影响流量法(格伦,1955)。 While regelation is most effective around small bumps, enhanced creep is most effective around large obstacles. A critical obstacle size (where neither of the two mechanisms is efficient and which represents maximum resistance to sliding) is found to be in the range 0.05-0.5 m (e.g. Kamb, 1970) (Fig. 4.46).

液态水冰川床是基本的有效的滑动,因为缺乏粘附在床上,重新结冰过程中对水的需要。水压力和水的分布现在被认为是现代最重要的因素滑动理论,解释速度波动和冰川飙升。下面的水膜冰川移动在岩床可能加速滑动淹没millimetre-scale表面不规则。此外,增加水压力在蛀牙可能也有相似的效果。现场证据表明水蛀牙引起滑动速度增加由于液压顶和隆起的冰川(例如威利斯,1995)。在其他情况下,冰川隆起可能与应变率的变化由于速度变化和纵向应力的变化(例如胡克等人工智能,1989)。阈值形成的水压力腔称为分离压力、高短波长、高振幅疙瘩和低长波、低烈度表面违规行为(例如威利斯,1995)。

基底冰一般包含岩石碎片,碎片在与床接触,摩擦阻力会影响基底滑动。一般来说,阻力越大,滑动速度越低。三个已经提出解释冰川下的摩擦模型,称为“库伦”,“Hallet”和“砂纸”模型(施魏策尔和Iken, 1992)。库仑摩擦模型是基于假设岩石颗粒之间的摩擦在基底冰和严格的床上正压力成正比一起按下表面(例如博尔顿,1979)。此外,模型推断,基底摩擦力随冰厚度和底水压力成反比。Hallet(1981)的摩擦模型是基于假设冰变形完全在冰川下的粒子,和接触力是独立的冰厚度。砂纸模型介绍了debris-rich基底冰粒子接近或接触。在这种情况下,冰不能绕流粒子和冰一起是“胶水”的质量。冰丰富的碎片是可变形的,因此在接触到床上。的底部阻力debris-rich冰是水压力的函数和床的面积被蛀牙基底冰粒子之间的层。 The sandpaper model is considered to be the best where the concentration of basal debris is more than about 50 per cent by volume, and the Hallet model the most appropriate when basal-debris concentrations are less than ca. 50 per cent by volume (Willis, 1995).

冰川,速度变化通常与深度、系统的速度是最大的冰川表面的中心。速度随高度的增加是最快速的底部附近的冰由于高应变率。表面附近速度随高度增加较慢,由于低应变率上冰层,阿萨巴斯卡的速度分布冰川在加拿大(港口,1992)。

积极的质量平衡的堆积区冰川可能在一波又一波的传播速度增加,称为运动学波(例如帕特森,1994),区域的增加的速度可能会旅行downglacier速度大约四倍冰本身。因为表面轮廓是不断调整质量平衡变化,非运动波很难区分飙升冰川(Benn和埃文斯,1998)。

冰川流在一个广泛的速度。Cold-based冰川几乎完全由小平衡速度流内部变形,速度相对较小(Echelmeyer和王出版社,1987年)。Wet-based冰川,另一方面,可以达到很高的速度。当地冰川到目前为止记录Jacobshavn Isbrse,潮水出口冰川格陵兰冰盖的西部边缘,达到最大观测8360年度流量接近崩解保证金(Echelmeyer和哈里森,1990)。与年度冰川速度在10 - 100米,基底剪切应力相对较高(40 - 120 kPa),而基底剪切应力下快速出口冰川和冰流低很多(1030 kPa)(例如帕特森,1994)。

进行速度测量Hintereisferner,中央山脉,奥地利(跨度et al ., 1997),显示三个时期1894年和1994年之间的加速流动。这些发生在1920年,1940年,在1970年代。的加速速度约1920导致提前约60米。年平均推进从30米增加到1914年的超过120 1919年,和加速度在1940年和1980年期间翻了一番。作者发现冰层厚度的增加无法解释表面速度的巨大变化,而滑动可能导致总测量速度在冰流加速时期。

107年supraglacial冰的形态

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