基底滑动

最后更新于2023年1月16日星期一|地球物理研究

67.4.1.1当前的正规化

Weertman(1957, 1964)认为基底滑动根据两个离散过程:增强变形和复冰．

67.4.1.1.1增强变形

当基面冰经过粗糙的床层时，在基面冰内部形成局部应力场。局部增强应力面应力引起局部增强基底拖(tb)，迫使基岩周围的冰变形小丘尤其迅速。当速度与应变速率乘以距离成比例时，给定形状的冰丘越大，冰的变形率Ud就越大，这就产生了(对于线性流动定律)这种形式的关系

其中，a为丘的高度(或给定形状的一般大小)。

67.4.1.1.2复冰

再冻结包括由压力依赖性引起的熔化和再冻结循环冰的熔点．因此，该过程在压力融化点。增强的应力面局部降低冰的凝固点，导致熔化。由此产生的融水沿局部压力梯度流向凸起的背风侧，在背风侧，局部压力降低，冻结温度升高，水膜重新冻结。这种再冻结释放出潜热，潜热通过岩石传导回应力面，在那里加速进一步的融化。由于对热量的要求

图67.2 Tsanfleuron冰川对ELA上升75 m的模拟响应结果。目前测量的冰川表面剖面以实线表示，模拟的稳态剖面以虚线表示:(a)多层流变模型和(b)单层流变模型。(源自Hubbard et al.(2003)，经国际冰川学学会许可。)

沿流线距离(m)

在较小的凹凸处，滑动速度Ur较大，屈服

67.4.1.1.3基岩粗糙度的作用

由于冰变形增强导致的滑动主要受大型基岩不规则体周围的应力控制，而小基岩不规则体周围的区域分布最有效，因此可以确定一个中等或控制型的丘形体大小，它对基底滑动具有最大的阻力。在其他条件相同的情况下，正是这种尺寸的粗糙度元素的优势决定了不同基岩基底上滑动速度的差异。利用这一事实来最小化增强变形和重新组合的总和速度，允许总滑动速度Ut用基础阻力tb和粗糙度r表示，定义为驼峰大小与驼峰间距的比值，得到(n = 3)

此外，r的值可以加权为控制障碍的大小，并且可以对分析进行细化，例如，通过将床层视为粗糙度波形的频谱来适应不同大小和间距的小丘(例如Nye, 1970)。

67.4.1.1.4基础融水的作用

存在充满水的腔ice-bedrOck界面通过将冰从其床上分离，增加接触位置上的剪切应力，并对上覆冰施加净冰川向下力来提高滑动速度。虽然这些过程还没有正式纳入滑动理论，最适用的关系式为滑动速度Ut与有效压力N(定义为冰压减去基水压力)的逆函数。

p和q的值可以凭经验确定。

67.4.1.2现场数据

关注运动增强时期的研究通常表明，测量或推断的基础运动速率与基础水压之间存在正相关(Willis, 1995)。例如，Iken和Bindschadler(1986)在他们的开创性研究中报告了来自瑞士Findelengletscher的地表速度和钻孔水压(基础水压的替代)的同时记录。当这两个变量相互对照时，显示出正的非线性相关性(图2)。

180 140 100 60 20

井眼水位(地表以下米)

图67.3在瑞士Findelengletscher，地面桩的水平速度与钻孔水位之间的实测关系。(以Iken & Bindschadler(1986)命名，经国际冰川学学会许可。)

67.3)。Jansson(1995)将这些数据与瑞典Storglaciaren的类似数据进行了比较，两者都吻合

尽管原方程中的乘数项是一个数量级的不同。虽然这与上面的式(7)相似，但同时允许校准基础阻力项的现场数据很少。一个例外是Budd等人(1979)的一项基于实验室的研究，其结果与式(7)一致，表明p和q分别为3和1。然而，在这些试验中，基础水压不能改变。

尽管基本水压和滑动速度之间存在普遍的对应关系，但其关系的精确细节尚不清楚。例如，峰值流速实际上可能与冰下水压上升的时期相吻合(例如，参见本卷第68章Sugiyama)。这就提出了一种可能性，即滑动速度会以复杂的方式变化，以响应各种控制的组合，包括基础水压、压力(正)变化率，甚至可能是冰床分离的程度。

详细评估基础滑动速率的一种方法是通过在冰上钻孔提供的通道来测量冰川床层。Engelhardt等人(1978)使用钻孔摄像机记录了可识别物体(如卵石)在视野中移动时的冰床速度差异。最近，拖轴被用来记录高分辨率的滑动时间序列(见Fischer & Hubbard，本卷，第76章)。Blake et al.(1994)首次使用这些仪器，记录了加拿大Trapridge冰川的基础滑动分量小于总表面速度的70%。然而，使用拖轴的一个缺点是锚需要插入冰下物质，而冰下物质本身可能会变形。

最后，在薄冰下自然形成或水电公司人为形成的大型基底空洞为研究人员提供了直接进入基底界面的途径。在这样的环境中进行的少量实验表明，在冰点以下的温度下可以发生滑动(Cuffey等人，2000a)，并且滑动可能涉及基岩上冰的严重滑动(Cohen等人，2000;哈伯德,2002)。

67.4.2冰下沉积物变形

冰块的基本运动也可以通过松散的冰下沉积物的变形来实现，认识到这一点的重要性始于博尔顿及其同事大约20年前的工作。今天，冰下沉积物变形被广泛认为是许多冰块快速流动的原因，关键的例子是记录充分的南极洲单一海岸的冰流。

67.4.2.1当前正规化

提出了冰下沉积物本构关系的两种一般形式。最广泛使用的模型是与有效压力反向依赖的粘性近似，由Boulton和Hindmarsh(1987)提出。

这里，屈服强度(t0)由库仑破坏准则定义

式中C0为泥沙黏聚力，0为内摩擦角。

最近，一些研究人员提出了一种高度非线性的冰下沉积物流变性，认为它们的变形更接近于塑性破坏而不是流动。例如，Hooke等人(1997)将这种流变性描述为e ~ ek

对于t > t0的值。常数k的值在10到60之间。

一个不太为人所理解这个过程是犁的过程，其中碎屑从基面冰突出到下面的沉积物中。尽管这种效应尚未被纳入冰团运动的模型中，但Hooyer和Iverson (2002b)认为这种效应是根据犁入碎屑所支持的基础应力来考虑的。

: 图67.4在冰岛Breidamerkurjokull冰下沉积物中放置约5天的初始垂直分段杆的位移。(经美国地球物理联合会许可，以Boulton & Hindmarsh(1987)命名。)

67.4.2.2现场数据

最早对沉积物变形的直接记录是由Boulton & Jones(1979)和Boulton & Hindmarsh(1987)报告的。这项研究涉及通过冰岛Breiôamerkurjokull的冰下隧道底部挖掘的洞安装垂直变形钉阵列。这些木桩放置约5天，在此期间测量了局部冰表面速度和沉积物孔隙水压力，然后重新挖掘。在此期间，冰川表面移动了约0.42 m，其中约90%是由沉积物变形引起的。开挖变形阵的形状表明，这种运动集中在沉积层最上面0.5 m内，在该深度以下没有任何运动(图67.4)。实验数据表明，(9)式中的经验常数a和b的值都接近于1。

对Breiôamerkurjokull处正在变形的沉积层的检查表明，上部的“A”层具有高孔隙率的特征(一般为>55%)，而下部的“B”层未发生变形，孔隙率<45%。这种基底结构与其他冰期地形中遗留的松散沉积物结构的观测结果相一致，为粘性模型提供了一般支持(例如Hart, 1995b)。

关于冰下沉积物变形性质的进一步直接证据来自钻孔仪器，包括沉积物采样器、穿透仪、倾斜仪和犁式仪(在Fischer & Hubbard本卷第76章中有描述)。这些研究通常表明，沉积物变形率与冰下水压之间存在正相关关系(例如Hooke等，1997)。然而，这种关系的细节可能很复杂。例如，Iverson等人(1995)在瑞典的Storglaciaren进行的研究表明，在冰下水压较高时，冰川底部可能与河床脱钩。在这种条件下，泥沙变形实际上可能会减少。此外，Kamb(1991)在实验室对从冰流B中提取的冰下沉积物进行了测试，发现它们非常脆弱;事实上，这种冰流的基底沉积物很可能根本没有发挥什么抑制作用(例如Tulaczyk等人，2000a)，它们只是受到偶尔的基底突起(称为基底突起)的抑制粘点)．阿拉斯加黑急流冰川下的沉积物也发生了破裂，而不是粘性变形，但在这种情况下，在几米深的地方，而不是靠近表层的地方(Truffer et al.， 2000)。总之，这些研究，以及Iverson等人(1997)在实验室进行的剪切试验，支持了冰下沉积物高度非线性的应力-应变关系。

许多山谷冰川可能既不完全以基岩为基础，也不完全以沉积物为基础。在这种情况下，可能无法在冰川范围内区分由滑动引起的运动和由变形引起的运动。另一方面，在这类冰川上的研究可以提供关于基底运动的两个组成部分共同控制的重要信息。例如，在阿罗拉豪特冰川(Haut Glacier d’arolla)进行的钻孔研究指出，基底排水系统的结构在控制冰川整体动态方面发挥了关键作用。最初，Harbor等人(1997)注意到，每个融化季节在相似位置形成的主要冰下通道充当了低基础牵引力的走廊(滑带)。最近，冰川三维速度测量的结果表明，这些事件在优先排水轴正上方的冰中产生挤压流(Willis et al.， 2003)。相比之下，轴两侧的变形曲线由标准幂函数表征(图67.5)。

温带山谷冰川的这些变化也有时间维度。年内速度变化显著，夏季融水季节相对于冬季的速度显著加快(Willis, 1995)。这种夏季加速是由大量融水到达冰川床时基底运动开始引起的。相反，冬季流场仅通过冰的变形反映运动。在一些温带地区也发现了短暂的早期融季加速现象(Gudmundsson等，2000年，Gudmundsson, 2002年，Mair等，2001年)和多种燃料的(Bingham et al.， 2003)山谷冰川。这些春季事件反映了地表产生的融水最初输送到不发达的基础排水系统。最后，在夏季融化季节，也记录了一些冰川的内部速度变化，下午和晚上的速度比夜间和上午快(例如Gudmundsson等人，2000;杉山，本卷，第68章)。

尽管人们普遍认为，冰下沉积物变形只有在界面处于压力熔点(液态水使沉积物变弱)时才有效，但接触过冰下沉积层的研究人员也报告了增强的和局部的运动。例如，Echelmeyer和Wang(1987)记录了平均温度<-4℃时富含沉积物的基底冰内的增强变形和离散剪切。最近，Fitzsimons等人(1999)在南极洲的Suess冰川底部报道了类似的增强运动和剪切。

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