基底热体制的原则

流过程的主要控制的组合在给定的冰川-蠕变或操作基底滑动基底冰的温度。一些冰川被冻结他们的床和不出席融水ice-bed接口和基底滑动不发生(图3.9)。这样的冰川冰组成的冷。相比之下,其他冰川由温暖的冰,基底冰不断融化,因此ice-bed界面润滑融水。在这种情况下基底滑动流是一个重要的组成部分(图3.9)。冰盖与温暖的基础因此快速流动,因此具有更大的潜力来修改它的床被侵蚀比一个冰冻。基底冰的温度因此,(基底热体制)是最重要的一个控制冰川地貌的影响,因为它控制的模式侵蚀和沉积在它。基底不仅热体制冰川之间的不同,但也不同在一个特定的冰的身体。

温度在冰川的底部是由之间的平衡:(i)冰川底部产生的热量;和(2)内的温度梯度上覆冰,这决定了基底热量的速率

答:Warm-based冰川放在基石

B: Cold-based冰川放在基石

图3.9不同基底的三个冰川内速度分布热制度放在不同的衬底。插入一条垂直线A - b的冰川将会取代如下:(A) Warm-based冰川躺在坚硬的基石:垂直线A - b是流离失所的c - d和基底滑动的变形行汉英内部变形。(B) Cold-based冰川躺在坚硬的基石:运动是仅靠内部变形。(C) Warm-based冰川放在变形沉积物:C - d的a - b是流离失所的冰川下的沉积物变形,由基底滑动和eg e-f内部变形。(修改:博尔顿(1993)在福尔摩斯的物理地质学原理(ed P.McL.D。达夫),查普曼和大厅,图20.20,p . 416]

图3.9不同基底的三个冰川内速度分布热制度放在不同的衬底。插入一条垂直线A - b的冰川将会取代如下:(A) Warm-based冰川躺在坚硬的基石:垂直线A - b是流离失所的c - d和基底滑动的变形行汉英内部变形。(B) Cold-based冰川躺在坚硬的基石:运动是仅靠内部变形。(C) Warm-based冰川放在变形沉积物:C - d的a - b是流离失所的冰川下的沉积物变形,由基底滑动和eg e-f内部变形。(修改:博尔顿(1993)在福尔摩斯的物理地质学原理(ed P.McL.D。达夫),查普曼和大厅,图20.20,p . 416]

被传导来自ice-bed接口。产生热量的冰川底部在三个方面:(i)地热进入从地壳基底冰;(2)通过滑动产生的摩擦热冰川的底部;和(3)内部产生的摩擦热变形的冰川。这三个热源结合变暖冰川的底部。这些热量的速率进行离冰川的基础取决于覆冰内的温度梯度。这温度梯度取决于:(1)温度底部的冰;(2)冰川表面的温度;(3)冰的厚度;及(iv)冰的热导率。 The temperature of the basal ice is therefore a function of the amount of heat generated at the base of the glacier and the rate at which it is conducted away along the thermal gradient within the overlying ice. Three basal ice conditions can be defined.

1。边界条件a净基底融化(温暖的冰)。在这种情况下更多的热量生成冰川的底部比可以通过传导的方向温度梯度。

基底温度>生成的热量传导出去热输入>热量输出

2。边界条件b融化和冻结的平衡。在这种情况下,冰川的底部产生的热量等于沿着温度梯度方向进行了。

基底=热量所产生的热量进行了热输入=热量输出

3所示。边界条件c .冰冻净(寒冷的冰)。在这种情况下所有的冰川的底部产生的热量迅速从床上温度梯度的方向和冰仍然冻结它的床上。

基底热量生成<热进行了热输入<热量输出

这三种边界条件或基底温度状态可以被认为是独立的热区域,每一个都有自己的属性的类型的基流(图3.9)。每个也是由不同的流程和geomor-phological活动,我们会在之后的章节中。

在讨论到目前为止冰川内的传热以为仅仅是一个函数的传导以及冰内的温度梯度。在实践中通过平流热也转移。平流是热量的传递能量在水平或垂直方向运动的冰或雪。例如,冷雪的向下运动或积雪冰川的积累区域内将导致冰川冷却。平流的速度因此部分积累速率的函数;累积率高导致强烈的热通量由于寒冷的冰通过的通道冰川系统。下面列出的是变量原理,帮助确定基底冰温度的冰川。

1。冰的厚度。冰厚度增加会增加基底冰温度的影响。这是由于冰的绝缘效果:冰=更多的绝缘。

2。累积率。基底冰温度也是影响累积利率通过平流的过程。在发生冰川平流的积累的结果新鲜的雪表面上逐渐穿过冰川的基地。如果这个雪是冷的,它将导致冰川酷,相反如果是温暖的温度可能会导致增加。例如,在室内的冰盖,积累可能非常低的利率和雪积累在低温下,平流将有利于基底冻结。对冰盖的边缘,累积利率可能更高,雪积累在更高的温度,平流可能支持基底融化。加入大量的冷干雪也有改善冰内的温度梯度的影响,因此导热率,这也有助于降低基底冰的温度。平流冰川也温暖温暖的冰的向上运动消融区。

3所示。冰的表面温度。冰川的表面温度的增加会降低冰内的温度梯度,因此可能增加基底冰的温度。有直接的表面温度和基底温度之间的关系:1°C的表面温度下降导致基底温度下降1°C。这可能是通过将大量的湿雪并通过夏天融化。冰融水通过身体的渗透将会提高其温度的影响,因为它凝结潜热是解放了。每克融水,冻结160 g的冰的温度是提高了1°C。

4所示。地热。地热的通量的增加会增加基底冰的温度。

5。摩擦热。冰速度的增加会增加产生的摩擦热,进而增加基底冰的温度。一个冰川流每年20米产生相同的热量,产生的平均地热热流。正如我们在3.5节中看到的冰流在一个冰川变化空间,增加从零冰层下分裂的冰盖向均衡线之前,减少对冰缘。因此摩擦所产生的热量也增加到最大值接近平衡线。这种摩擦所产生的热量的变化尤为重要,在确定的空间变异在冰川冰的温度。

上述允许我们预测情况下可能产生冷,warm-based冰。Cold-based冰川可能发生在冰川薄,表面缓慢移动,哪里有很少或没有在夏季融化,冰的表面层冷却严重每年冬天。一个典型的温度曲线在一个寒冷的冰川是如图3.10所示。温度随深度的增加是由于冰的覆盖层的绝缘效果,随着深度的增加压力。温度梯度是正的,温暖的底部比表面,因此热量会从冰川床表面流动。热量只能沿负梯度流动:从温暖的寒冷。任何热生成的冰川的底部将在这种情况下进行快速远离冰川基地通过冰。因此边界条件C将获胜。

相比之下,warm-based冰川可能发生冰厚,快速移动,夏天融化。冰川融水的渗流通过身体会温暖的冰,因为它凝结释放的潜热和冰温度可能会接近其熔点。的冰的熔点由于压力的变化随深度。在2000米的冰下,在一个冰原融化点会-1.6°C,而不是0°C。这被称为压力融化点。

答:寒冷的冰

B:温暖的冰

冷

温度曲线

冷

冰川表面

压力的熔点

冰川床

冰川表面

C:寒冷的冰覆盖温暖的冰更冷

冰川冰压力熔点在床上

冰川表面

压力的熔点

冰川床

通过三个冰川图3.10理想的温度曲线。(一)cold-based冰川内温度曲线。(B) warm-based冰川内温度曲线。(C)温度剖面图寒冷的冰覆盖温暖的冰在深度。(修改:城市肖利et al .(1984)地貌,出版,图17.4,p . 435)

在一个冰块接近其熔点温度剖面的样子,在图3.10 b。在这种情况下,配置文件是正的,比在寒冷的底部表面生成热,因此任何基底将无法逃脱,边界条件将适用。上述情况代表一个连续体的两个极端。冰川在罕见情况下可能完全温暖——或者cold-based,但实际上基底边界条件变化在空间和时间在一个冰川。例如,图3.10摄氏度显示情况温暖寒冷的冰覆盖冰川冰在床上。

3.4.1空间变化的基础热体制内的冰川

图3.11显示了一个方式三个边界条件或热区域可以合并在一个冰川。在这可以被认为是最简单的寒冷和温暖的冰之间的连续体(图3.11 a e)。边界条件B被分成两个区域,一个有轻微的净冻结(B1)和一个有稍微融化(B2)。这反映了这高温带的位置在两种极端之间的过渡类型的基底边界条件。在图3.11边界条件C发生在冰川和底层地面冻(冻土);因为冰川冻结其床上没有发生基底滑动。在接下来的图的中心部分冰川主要在于热平衡和既不融化和冻结(图3.11 b)。在这个中心区域基底滑动。这将导致压缩的

图3.11不同的基底热体制模式可以存在于一个冰川:条件,温暖;条件B,热平衡;条件C,冷。看到完整文本解释每个热的条件。(修改:博尔顿(1972):极地地貌学(eds价格和瑟顿),英国地理学家研究所的特殊出版4,图3.1,p。4]

图3.11不同的基底热体制模式可以存在于一个冰川:条件,温暖;条件B,热平衡;条件C,冷。看到完整文本解释每个热的条件。(修改:博尔顿(1972):极地地貌学(eds价格和瑟顿),英国地理学家研究所的特殊出版4,图3.1,p。4]

过渡到外区冰川,仍然冻结其基底滑动床,因此不会经验。这种情况下导致大型压区附近冰川边缘基底冰的往往是推力向冰川表面(见7.5节)。图3.11 c热区域显示了一个更复杂的模式,冰盖的中心或基底融化冰川经验。融水通过从该区域压力静水(水),然后冻结到寒冷的冰下床在中间区域(B1)和新的基底形成冰。除此之外冰川是冷冻的床上。图3.11 d和E显示了连续体的另一端,朝着一个冰川融化在其基地和一个因此将经历基底滑动。

在实践中,这些热边界内的模式或秩序冰川可能有天壤之别。例如,不规则的基底地形或气候变化在冰川产生更复杂的局部模式。图3.12显示了一个通过大型中纬度冰盖截面。基底内的热状况的模式是一个想法的模式可能看起来像一个中纬度冰原的新生代冰河时代。这种模式的基础热政权

C

图3.12三个冰原的横截面显示:(A)的基底热体制模式示意图冰盖;(B)的作用基本岩性modifyingthis模式;和(C)的作用基本地形修改此模式。条件,温暖;条件B,热平衡;条件C,冷。看到完整文本解释每个热的条件

图3.12三个冰原的横截面显示:(A)的基底热体制模式示意图冰盖;(B)的作用基本岩性modifyingthis模式;和(C)的作用基本地形修改此模式。条件,温暖;条件B,热平衡;条件C,冷。看到完整的文本解释每个热的条件是主要基于冰层厚度和气候的影响,而忽略了平流的影响。raybet雷竞技最新气候变化在冰盖的结果在北部和南部边缘之间的对比:对比一个冰冷的大陆,一个温暖的海洋性气候。raybet雷竞技最新图3.12 b显示了如何利用可变形的床只warm-based的冰川。基底热体制的模式可以进一步通过引入复杂基底地形(图3.12摄氏度)。 A deep trench beneath a zone of the ice sheet that would normally be cold at the base may induce melting at the glacier sole. Equally a raised mountain area may experience basal freezing in what would otherwise be a zone of melting (Figure 3.12C).

基底的另一个视图内部温度分布前新生代中纬度冰原冰河时代获得平流的作用是强调。在这个模型中把冷雪的冷却效果,造成冰盖中心的平流冷却,导致它cold-based在中间。而增加摩擦加热冰缘和温暖的冰的上行传输压缩流(平流变暖)消融区导致冰盖warm-based走向边缘(图3.13)。

无论冰盖内基底热体制的模式,它有一个深刻的影响所做的功冰盖或产生的地貌。这一点在后面的章节将会回到但说明

图3.13时距示意图通过冰盖与衰亡的冰盖和其基底热制度的演变。随着冰盖的增长和衰减,warm-based冰带迁移整个景观。基底在冰原的最大热体制的模式可以设想通过分配通过冰盖在大约20 000年

图3.13时距示意图通过冰盖与衰亡的冰盖和其基底热制度的演变。随着冰盖的增长和衰减,warm-based冰带迁移整个景观。基底在冰原的最大热体制的模式可以设想通过分配通过冰盖约20 000年基底政权的控制机制的冰流(图3.9)。冰的冰冻的床上,无论基质的性质、流可能出现只有内部变形和运动是集中在床上方。因此可能修改的床很小。相反,在热融化区可能发生基底滑动和流动冰川下的变形基质是适当的(图3.9)和冰盖的床上有更深远的影响。

3.4.2时态变化在冰川内基底热体制

就像冰川中的基底冰温度可能不同也有所不同。特别是基底热体制的模式在一个冰盖不是静态的。作为一个冰盖生长和衰变模式的基底冰温度也在不断地发展。因此过程控制的模式还将通过不同时间热体制的模式变化。图3.13显示了一个假想的截面中纬度冰盖,显示基底热体制模式的演变。这个图是高度示意图和事实上的模式可能会复杂得多。然而,它解释了在任何位置上面的冰的温度可能会改变随着冰盖的增长和衰减,从而在其上运行的过程也将改变。这种模式的结果主要来自两个主要因素:(i)的增加fric-tional加热对均衡线保持温暖的外环冰盖;和(2)平流冷却导致冰盖的中心部分仍然是寒冷的。

在一个小得多的规模基础热体制的模式,特别是一个热区和另一个之间的界限,可能会改变由于当地或区域的波动:(i)冰速度;(2)积累;(3)地热热通量;和(iv)冰厚度。在一个更长的时间尺度冰河侵蚀可能修改基底地形,造成热状况的变化。这些变量可能会改变基底冰的温度的动态特性,因此在ice-bed接口流程操作。

继续阅读:北极的冰川

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