未冻结的未岩化沉积层冰川学意义
在末次冰期中纬度冰原的底部，有很大一部分是由厚厚的未岩化的沉积物层组成，而不是岩石。自从人们首次认识到软床的重要性以来，在过去的25年里，软床一直是许多研究的主题。它们已被证明在现象上是丰富的，因此仍然是一个非常活跃的研究和辩论的来源。因此，重要的是记录已知的、推测的以及在确定它们在冰川床的牵引作用和产生犁的作用中所存在的主要问题。(术语till在冰川学文献中经常被误用，指主动变形的底底物质。该术语应限于沉积的沉积物，而不是运输中的沉积物。变形底物在这里被称为变形沉积物、变形地层或变形底推覆体。)
在现代冰川下钻孔或挖掘时，每次都在冰川底的正下方发现未岩化的沉积物，并且进行了能够探测到变形的测量，他们都做到了。在大多数情况下，他们报告变形层的厚度不大于约0.3-0.65 m (Boulton & Hindmarsh, 1987, 0.38-0.45m;布莱克，1992,0.3米;Humphrey等人，1993,0.65米;艾弗森等人，1994,0.35米;
冰川 |
碎片体积 |
碎片区 |
潜在的融化 |
源 |
浓度(%) |
厚度(m) |
至厚度(m) |
南极东部边缘 |
他一直 |
15 |
0 - 1.8 |
Yevteyev (1959) |
南极伯德地核 |
7 |
4.8 |
0.34 |
Gow等人(1979) |
世纪营，格陵兰岛 |
0.1 |
15.7 |
0.016 |
赫伦和朗韦(1979) |
Nordenskioldbreen斯匹次卑尔根 |
40 |
0.4 |
0.16 |
博尔顿(1970) |
巴芬，巴恩斯冰盖 |
6 - 10 |
8 |
0.048 - -0.08 |
巴奈特和霍尔兹沃斯(1974) |
Breidamerkurjokull、冰岛 |
50 |
0.15 - -0.3 |
0.075 - -0.15 |
博尔顿等人(1974) |
Breidamerkurjokull、冰岛 |
8 - 10 |
0.05 - -0.2 |
0.004 - -0.02 |
博尔顿(1979) |
阿拉斯加马塔努斯卡分散相 |
0.04 - -8.4 |
0.2 8 |
> 0.0008 |
劳森(1979) |
阿拉斯加的Matanuska层状相 |
-74 - 0.02 |
3日- 15日 |
> 0.006 |
劳森(1979) |
阿根蒂埃冰川，法国 |
43 |
0.02 - -0.04 |
0.009 - -0.017 |
博尔顿等人(1979) |
片、冰岛 |
15-31 |
2 - 5 |
0.3 - -1.55 |
Humlum (1981) |
Bondhusbreen、挪威 |
0.39 |
5 |
1.95 |
哈根等人(1983) |
瓦茨，巴芬岛 |
14-57 |
0.8 - -2.9 |
> 0.4 |
Dowdeswell & Sharp (1986) |
根据Kirkbride(1995)汇编的数据
根据Kirkbride(1995)汇编的数据
图2.5冰下剪切变形实例。(a)位于多伦多Whitevale的厚犁机组底部的剪切褶皱，由于局部应力集中，下方的砂质沉积物被折叠到犁中，随后被简单的剪切应变衰减。(b)在爱沙尼亚桑加斯特附近的一个犁槽中积累了一系列单独的褶皱单元(1-5)。单个褶皱代表连续变形层的累积沉积，其完整性和内部应变模式由单个褶皱单元反映。在单个单元之间出现不连续的剪切面。在till的底部有一薄层均质沉积物，但在此之下，原始沉积层理受到的扰动相对较少。
图2.5冰下剪切变形实例。(a)位于多伦多Whitevale的厚犁机组底部的剪切褶皱，由于局部应力集中，下方的砂质沉积物被折叠到犁中，随后被简单的剪切应变衰减。(b)在爱沙尼亚桑加斯特附近的一个犁槽中积累了一系列单独的褶皱单元(1-5)。单个褶皱代表连续变形层的累积沉积，其完整性和内部应变模式由单个褶皱单元反映。在单个单元之间出现不连续的剪切面。在till的底部有一薄层均质沉积物，但在此之下，原始沉积层理受到的扰动相对较少。
Boulton et al.， 2001a，一般<0.5 m;Iverson等人，2003，>0.4m)。一个例外是Truffer等人(2000)的发现，他们证明了变形床中的décollement表面必须位于冰川鞋底以下2米以上的深度。
2在以前的冰川和冰盖下沉积的沉积物中，通常会发现反映纵向剪切变形的剪切褶皱结构(Hart, 1995b;Benn & Evans, 1998;博尔顿和多比，1998)。有些显示了几米深的冰下剪切变形(见图2.9)。然而，这种深层褶皱往往是局部的，可能只是反映了局部应力集中和剪切运动的阻塞，从而在局部导致变形下降到比正常深度更大的深度。更常见的情况是，褶皱包层要薄得多，其厚度与实测活动变形层的厚度相似(图2.5a)。人们经常发现，储层中的褶皱由大量这种高度衰减的褶皱包和边界组成(Benn & Evans, 1996)，这些褶皱包和边界似乎是依次累积的(图25 b)，而不是代表单个变形视界的“冻结”。
冰川床层的粗糙度对décollement过程至关重要。沉积物层的有效粗糙度与岩石层的有效粗糙度大不相同。décollement是由冰在其表面滑动产生的还是由内部变形，剪切面表面的粗糙度主要是颗粒的毫米级或亚毫米级，偶尔出现大碎屑的米级(如果存在)，而不是光滑侵蚀岩层的10-100米粗糙度。因此，décollement的主要模式是冰的滑动复冰(Weertman, 1957)围绕单个颗粒，或通过颗粒对颗粒运动的沉积物内的变形。冰的塑性流动，在10厘米的尺度上占主导地位
1米，相对不重要，与基岩表面相比，它占主导地位。然而，对温带山谷冰川中冰川鞋底的直接研究(Kamb & LaChapelle, 1964;Boulton et al.， 1979)表明，在研究的少数案例中，大多数情况下，冰川鞋底在底部几厘米处由富含碎片的地层组成，冰川鞋底形成了冻结的沉积物地毯。在这些情况下，冰川底和它的床层之间的任何滑动似乎都不是发生在冰-沉积物接触处，而是发生在沉积物-沉积物接触处。与其他颗粒沉积物一样，无论是在冰川底部还是在下面的沉积物中，水压都将是破坏的基本决定因素。
Fischer和Clarke (1997a)证明了冰川底部的粘滑行为，在水压最高的时期，冰川底部发生滑移，随着水压下降，décollement被转移到沉积物床中(另见Iverson et al.， 2003)。图2.6显示了冰下沉积物中应变标记(也是水压传感器)记录的累积冰下剪切应变在6小时内的变化模式(Boulton et al.， 2001a)。在水压峰值期间，应变集中在冰川底部(传感器在0和0.1之间)，在较低的水位(0.1到0.3米之间，或0.3到0.5米之间)，在较低的水压期间。图2.7显示了这种情况是如何出现的。Piotrowski & Tulaczyk(1999)和Piotrowski(本卷，第9章)认为，在分区之间也可能存在空间差异基底滑动以及泥沙变形。Boulton(1987)认为，沉积物变形将被最小化，与冰丘的冰川上部部分的摩擦将最大化，这将是'粘点(Whillans, 1987)，在冰床处，鼓间带易变形。
冰川下沉积物变形的有效流变行为是一个相当有争议的问题。博尔顿和琼斯(1979)假设了偶联的库仑失效准则
朱利安•天
朱利安•天
距离-米
图2.6 (a)在冰岛Breidamerkurjokull下测量的纵向剪切应变的6小时模式(Boulton et al.， 2001a)。第252、254和255天的应变最大，这几天也是水压相对较高的日子。出现了几种应变模式。在252、254和255天的12.00时，大部分应变似乎是由基础滑动造成的(水压高且不断增加的时期)，而在这些天的18.00时，大多数应变似乎发生在0.1 - 0.3m深度之间。显著的应变发生在第254和255天的0.5 - 1.0 m之间。(b)从第250天至第261天的净累积应变。尽管详细的短期模式各不相同，如(a)所示，净效应是一个简单的模式，大约一半的应变被泥沙变形所占据，另一半被基底滑动所占据。例如，在x和y处，几乎所有的净应变都是由基础滑动引起的。
距离-米
图2.6 (a)在冰岛Breidamerkurjokull下测量的纵向剪切应变的6小时模式(Boulton et al.， 2001a)。第252、254和255天的应变最大，这几天也是水压相对较高的日子。出现了几种应变模式。在252、254和255天的12.00时，大部分应变似乎是由基础滑动造成的(水压高且不断增加的时期)，而在这些天的18.00时，大多数应变似乎发生在0.1 - 0.3m深度之间。显著的应变发生在第254和255天的0.5 - 1.0 m之间。(b)从第250天至第261天的净累积应变。尽管详细的短期模式各不相同，如(a)所示，净效应是一个简单的模式，大约一半的应变被泥沙变形所占据，另一半被基底滑动所占据。例如，在x和y处，几乎所有的净应变都是由基础滑动引起的。
粘滑和水压循环
-
- 水压下降。冰床耦合增加。滑动少，变形多。在不断膨胀的水平面上，水压进一步下降。
水平面扩大，冰床进一步互锁。胀性剪切带下降。
哎呀nOOoQ
水平面扩大，冰床进一步互锁。膨胀剪切带下降。
-
- 水压降至故障的临界水平以下。纵向应力积聚，随后通过滑动释放。
滑动
泥沙变形-
没有变形
图2.7图2.6所示粘滑过程的建议解释。
里亚尔。Boulton & Hindmarsh(1987)发现，非线性粘性定律或Bingham固体定律可以拟合从平均重力驱动应力计算出的有效压力与剪切应力相关的7个数据点。随后的一些实地实验(Kamb, 1991;Hooke等人，1997;Tulaczyk等人，2000a)和实验室实验(Iverson等人，1998)已经证明，变形的沉积物(在前一种情况下)和till(在后者中)表现出可以用库仑破坏准则描述的塑性行为。异常之处在于，如果将这种破坏准则应用于图2.4所示的情况(其中冰川底部正下方有效压力最小)，则预测破坏发生在薄剪切带，胡耶和艾弗森(2000b)的实验表明，薄剪切带的厚度不应超过冰川底部正下方20毫米。然而，变形层的典型测量厚度(上图1)要高出一个数量级以上，垂直应变剖面(图2.6b)是粘性材料的一个特征。碎屑互锁(Tulaczyk, 1999)会产生碎屑直径10-15倍的剪切带，但即使在大多数till中，互锁也通常只发生在毫米级晶粒之间。为了协调这些数据，提出了几项建议:
•Hindmarsh(1997)提出，塑性流变学在大尺度上可能表现为粘性，尽管未能提出小尺度塑性转化为大尺度粘性的过程。
•Boulton和Dobbie(1998)和Iverson和Iverson(2001)提出，如图2.4所示的短期水压波动会导致库仑破坏位置的垂直变化，从而聚集成如图2.6b所示的粘性形式的时间积分变形剖面，以及如图2.6a所示的粘滑行为。Iverson & Iverson(2001)将这种累积变形简化为形式定律:
式中e为应变速率，A为常数，P为冰压，S为沉积物强度，m为内摩擦系数，N为有效压力，t为剪应力。图2.7还显示了局部破坏和膨胀如何在没有任何外部水压变化的情况下取代破坏位置。
•Fowler(2002)注意到一个更基本的问题:完全塑性行为中速度场的无约束性质。因此，关键的问题仍然是:沉积层如何产生阻力冰川流；什么样的流变学和流动规律应该适用于沉积物地面的冰原?
显然，冰下水力状态及其时间依赖性对冰下沉积物床的行为至关重要。对于粒度相对较细的材料，例如犁的粘土-粉砂基质，高孔隙水压力产生非常低的有效压力，足以显著降低犁的联锁和强度。因此，软质沉积层与岩质沉积层有本质的不同，由于排水不良导致的软质沉积层中持续的高水压可以维持一种联锁性差的状态，沉积层提供的摩擦阻力始终小于冰的屈服强度，并且可以长期持续低剪应力流动。南极西部冰盖的一些活动冰流似乎反映了这种状态(例如Alley
图2.8模拟冰盖下沿平行流段的水头分布格局，其中淤泥透镜(k约为10-8ms-1)和粘土透镜(k约为10-9ms-1)覆盖在厚砂单元上。由于砂体导电性强，水平头梯度相对较小，垂直头梯度不明显，但粘土和淤泥透镜体中存在较强的垂直头梯度，因为水从冰川通过它们流入下伏的砂质含水层。在ice-bed界面、有效压力和摩擦力沿冰-沙界面较高，在冰-粉土界面较低，在冰-粘土界面更低，在冰床界面具有强烈的抗剪模式和décollement性质的区域变化。粘土透镜中的粗线以100千帕的间隔表示头部。
图2.8模拟冰盖下沿平行流段的水头分布格局，其中淤泥透镜(k约为10-8ms-1)和粘土透镜(k约为10-9ms-1)覆盖在厚砂单元上。由于砂体导电性强，水平头梯度相对较小，垂直头梯度不明显，但粘土和淤泥透镜体中存在较强的垂直头梯度，因为水从冰川通过它们流入下伏的砂质含水层。在冰床界面，有效压力和摩擦力沿冰-沙界面较高，在冰-粉土界面较低，在冰-粘土界面更低，在冰床界面的抗剪模式和décollement性质具有强烈的区域变化。粘土透镜中的粗线以100千帕的间隔表示头部。
距冰原终点的距离-公里
距冰盖终端的距离- km等，1987年;Whillans & Van der Veen, 1997)和部分更新世冰原似乎已经这样做了(Mathews, 1974;博尔顿和琼斯，1979)。随时间变化的水压可能是造成冰下沉积物明显粘性的原因(见Hindmarsh, 1997)。它也可能是冰床界面和沉积物之间的应变分配的原因，因为它影响冰川鞋底和下面沉积物之间的联锁程度(Iverson et al.， 1995)。Piotrowski和Tulaczyk(1999)提出，沉积物底的冰下床可能是两个区域的拼接，其中滑移集中在冰床界面，而冰川的较大比例的前进运动是由沉积物中的变形造成的。由于季节性和日变化、地表水注入点的变化以及将改变排水路径和有效压力的地层局部水力几何结构的变化，任何这样的拼凑都可能随着时间的推移而发生变化。
图2.8说明了冰川底部的摩擦力如何随着河床地质水文特性的变化而变化。冰川底部的冰负荷和水通量已经规定，冰下层的电导率和渗透性对有效压力的依赖性也已规定。结果表明，高导电性地层上覆细粒低导电性沉积物可局部降低地层有效压力和摩擦阻力。
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