区域海拔高原冰原的关系

许多重建山区的冰川作用忽略了高原的潜在影响冰川质量平衡,大概是因为早期的研究主要集中在这一事实高山地区。然而,一般控制在高原冰原建立了存在的曼利(1955、1959)。他建议冰川峰会宽度越大,垂直于主流积累季候风,接近地区雪/永久雪线冰盖能否持续。图16.1显示了数据取自引发最初的出版(1955年Manley)

图16.1图形绘制显示曼雷的原始数据(幂律安装),为峰会在挪威北部和额外的数据。(从意图et al . 1998年)。

峰会宽度(米)

图16.1图形绘制显示曼雷的原始数据(幂律安装),为峰会在挪威北部和额外的数据。(从意图et al . 1998年)。

添加了额外的数据从北挪威Rea et al。(1998)。曼雷的曲线在图16.1可以最好的近似幂律:

sh在哪里峰会高度永久雪线以上,a和c经验常数和某人是峰会广度垂直于风向主要积累。这个方程可以用来评估丁冰原存在如果永久雪线高度可以从其他来源(如近似。侧碛海拔),便于和永久雪线认为是同一个(波特,2001)。减少高原,高原海拔必须增加所以相应地减少累积温度会发生,所以更容易形成的冰cold-based和非侵蚀性的的可能性,从而减少主要地貌的影响。在这种情况下重要的是使用证据从高原峡谷中发现辐射限制冰川几何图形和建立本地firnline / ELA使用其他技术(如最大仰角侧碛,积累面积比(AAR)从山腰,高山风格山谷冰川)。冰原的潜在的存在可以那么确定采用图16.1和上面的方程。

16.3当代高原冰原

16.3.1埃尔斯米尔岛,北极的加拿大

高原冰原被缩小出口冰川,终止为山麓叶或崩解的鼻子在波谷和峡湾,分别描述冰川作用的克莱门茨马卡姆埃尔斯米尔岛西北部的褶皱带,(埃文斯1990 a, b;意图et al ., 1998;图16.2)。典型的地形组合产生的高原冰川冰原和相关出口与三个沉积相关设置:

1。高原表面

2。峡湾/冰槽边缘depo-centres,

3所示。起伏的基岩低地。

埃尔斯米尔岛西北的高原峰会的特点是薄,残留物或风化基岩表面经常不完整的。在一些地区的岩性属性残留物模仿下伏基岩,指示一个原地风化的起源。一些高度风化的漂砾散布在高原和文档区域冰流的未知的时代。保护剩余的表明,冰川覆盖cold-based和保护。其他功能诊断cold-based冰覆盖,很明显的高原(cf。O Cofaigh et al ., 2003)。峰会是缺乏明显的冰川侵蚀功能和常常为发达的地面特征和职权范围。撤退的高原冰的利润率通常是记录的融水切口残留物和/或基岩,表明边际而不是冰川下的排水(图16.3)。

在峡湾/冰槽边缘设置,可能会有相当大的厚度可及的预先存在的沉积物glacigenic侵蚀、运输和re-deposition。周围山谷系统个人高原收到直接从横向/冰前的流导致沉积物厚峡谷底部序列和冲积扇的积累。在埃尔斯米尔岛,序列沉积和切口主要是控制glacio-isostatically

4 i0冰川LANDSYSTEMS

图16.2斜航拍照片的一部分(1950)的埃尔斯米尔岛西北高原冰原,加拿大北极。(t408r - 222、能源、矿产和资源,加拿大)。

影响海平面变化(英格兰,1983;埃文斯,1990)。通常,皮埃蒙特叶出口从高原冰原坝地区排水创造广泛的冰川湖泊。航拍照片(图16.4)西北高原南部冰原菲利普斯入口的埃尔斯米尔岛提供了一个清晰的插图发达的河流阶地和雕刻的冲积扇在北端的排水山麓叶的边缘。广泛的地层部分在主河的中游包括三角洲前积层和其他glacilacustrine沉积物,记录筑坝的排水的北部山麓叶。推力轴承的发展碛复合物,由老提出glacimarine glacilacustrine或glacifluvial沉积物(埃文斯,1989 b;埃文斯和英国,1991年,1992年;图16.5)是常见的在这样冰进步。覆盖,夹带和随后的版本修改了山谷底部glacio-isostatically高海平面时期沉积物的沉积导致水下或接地冰线球迷(图16.6)。的冰接触存款用于标定前网点边际的立场来自周围高原(埃文斯,1990)。外侧边缘前出口冰川常常有岩石冰川,产生累积的岩屑停滞的冰川冰或supraglacial侧碛(埃文斯,1993;O Cofaigh et al ., 2003)。

图16.3)的一部分,航拍照片(1959)附近的高原丁冰原菲利普斯入口,埃尔斯米尔岛西北部,加拿大高北极,显示横向融水渠道在经济衰退期间削减出口最大的冰川叶(16760 - 99年能源、矿山和资源,加拿大)。B)——当代冰边际融水渠道形成的鼻子高原出口叶在埃尔斯米尔岛东部,加拿大北极。

图16.4航拍照片的一部分(Al6760-l0l、能源、矿产和资源,加拿大1959)高原南部冰原菲利普斯入口,埃尔斯米尔岛西北部,加拿大北极。注意切割和梯田谷底沉积物。这些沉积物glacilacustrine glacifluvial和冲积扇起源和文档前筑坝冰川谷的出口。切口谷排水和glacio——造成的地壳均衡反弹/相对海平面下降。

图16.4航拍照片的一部分(Al6760-l0l、能源、矿产和资源,加拿大1959)高原南部冰原菲利普斯入口,埃尔斯米尔岛西北部,加拿大北极。注意切割和梯田谷底沉积物。这些沉积物glacilacustrine glacifluvial和冲积扇起源和文档前筑坝冰川谷的出口。切口导致流域水系和glacio-isostatic反弹/相对海平面下降。

起伏的基岩低地而不是峡湾/槽系统边界一些高原。这里缺乏厚实的沉积序列的限制的发展直到毯子和冰水glacimarine存款。典型的基岩低地以前由扩大高原发现冰帽斗篷的南部阿姆斯特朗,菲利普斯入口(图16.7)。这个地区的特点是薄,不连续薄木片,广泛的基岩接触和残留物。的存在和撤退冰川等领域的映射使用废弃的横向融水通道,类似于高原地貌峰会。

相关的证据到目前为止已经限制更多的冰覆盖在高原作为个人积累中心。随着冰川作用的进行,高原冰原

图16.5止推轴承组成的冰碛glacifluvial沉积和glacilacustrine沉积物,形成的冰前的抽插在高原丁冰原插座冰川的边缘叶在埃尔斯米尔岛西北部,加拿大北极。

图16.6水下接地冰线风扇在峡湾的埃尔斯米尔岛西北部,加拿大北极。主要图片显示部分的位置在插图照片。风扇是由来自冰川融水出口叶由高原冰原滋养周围的峡湾。冰川叶流动从左至右,占领了峡湾,从而筑坝,至少在最初阶段,主要的山谷在前台。砾石堆位于风扇划分上坡的冰川。

图16.6水下接地冰线风扇在峡湾的埃尔斯米尔岛西北部,加拿大北极。主要图片显示部分的位置在插图照片。风扇是由来自冰川融水出口叶由高原冰原滋养周围的峡湾。冰川叶流动从左至右,占领了峡湾,从而筑坝,至少在最初阶段,主要的山谷在前台。砾石堆位于风扇划分上坡的冰川。

图16.7角阿姆斯特朗南部基岩起伏的地形,菲利普斯入口,埃尔斯米尔岛西北部。河谷中间的距离减少了融水从扩大高原出口叶先进过去冰川作用进入基岩低地。这个视图显示了到单板,残渣和基岩接触典型的高原出口进军基岩地形。

图16.7角阿姆斯特朗南部基岩起伏的地形,菲利普斯入口,埃尔斯米尔岛西北部。河谷中间的距离减少了融水从扩大高原出口叶先进过去冰川作用进入基岩低地。这个视图显示了到单板,残渣和基岩接触典型的高原出口进军基岩地形。

开始融合,最终成为被地区冰盖可能印自己的地貌特征。同样,一些线性侵蚀景观包含高原冰川冰原可能由出口美联储从山区位于内陆,在埃尔斯米尔岛东部一样(例如Rea et al ., 1998;英格兰et al ., 2000)。当地冰的响应时间短,导致早期变薄的高原冰川在冰川的消失和允许发展的区域地貌痕迹的减少响应树干冰川美联储从内陆。图16.8显示了低调横向融水渠道减少沿着海斯峡湾的南墙,埃尔斯米尔岛东部。这些通道文档海耶斯峡湾树干冰川的衰退,这排水扩大威尔士亲王丁冰原过去冰川作用。最近再生高原冰盖Thorvald半岛南部高原峰会的峡湾明显消退充分允许切口区域ice-configured融水渠道在冰川的消失。在这种地形学的/ glaci-dynamic设置,高原冰原的分化和地区干线冰川地貌对于准确重建palaeo-glaciation显然是至关重要的。

16.3.2北挪威16.3.2.1 Lyngen

冰川的峰值集中在Jiek 'kevarri Lyngen半岛南部(1833米)提供一个很好的例子的高原冰原和冰川谷出口(图16.9)。风景是非常担心与冰供应从高原峡谷由冰雪崩。目前

图16.8 Thorvald半岛高原冰原消耗到海斯峡湾,埃尔斯米尔岛东部,加拿大北极。横向融水渠道发生在南墙海耶斯峡湾和文档的衰退树干冰川在峡湾年底最后一个冰期。出口Thorvald半岛高原冰原的冰川融水渠道建设以来先进。

图16.8 Thorvald半岛高原冰原消耗到海斯峡湾,埃尔斯米尔岛东部,加拿大北极。横向融水渠道发生在南墙海耶斯峡湾和文档的衰退树干冰川在峡湾年底最后一个冰期。出口Thorvald半岛高原冰原的冰川融水渠道建设以来先进。

冰雪覆盖的高原往往相当小Jiek 'kevarri是最大的在3.70平方公里的区域,和谎言远高于地区永久雪线。在边缘的冰原和降低unglaciated高原,原地blockfield覆盖无处不在;在一些地方带可观测到的blockfield反映下面的层状辉长岩条带。尽管存在容易移动blockfield材料在高原,cold-based冰层覆盖的性质(惠利et al ., 1981;盖里特利et al ., 1988;戈登et al ., 1988)和微不足道supraglacial碎片限制床侵蚀和来源冰碛形成,分别。一些局部侵蚀可能发生在高原边缘一个出口冰川存在,例如的北侧Balgesvarri(图16.9)。戈登et al。(1988)和盖里特利et al。(1988)强调缺乏融水渠道的情况下,虽然观察融水Bredalsfjellet的残余冰盖的边缘(图16.9)。看来低床坡度角产生融水水洼但这是不足以形成重要的信道排水。因此,在高原上冰cold-based,前冰川覆盖的证据是非常微妙的。

在山谷的高原地貌特征类似于什么是传统上预期的温带山谷冰川山的环境。后衰退的主要峡湾冰川,冰联系了大海,冰水三角洲划定前冰川的利润率。从这些增量Up-valley glacifluvial沉积物累积的大量低梯度和过蚀谷部分。巨砾的序列,额叶和侧碛文档冰边缘的山谷。直到覆盖的区域形成一个薄单板在基岩,条纹和罗氏圆主导冰期的地貌特征。

图16.9航拍照片(1978)担心高原和山谷景观集中在Jiek 'kevarri的Lyngsdalen (Fjellanger Wideroe 7802年33 - 8 - 5820)。冰川名称见图16.17)。

16.3.2.2 Troms-Finnmark

高原地区更低和更大的比Lyngen(高原切割),因此倾向于作为出口冰川积累中心类似的风格在埃尔斯米尔岛西北的例子。媒体出口急剧成谷头冰崩保持连接到主要冰原之上(图16.10)。一般高原是最多的高度的范围在100 - 200米。许多表面相对平坦,坡角一般小于10°,只在地方上升趋陡上升以满足冰原岛峰/职权范围(Rea et al ., 1996)。这些大,降低冰原在的地方压力融化点和滑床上(意图和沃利,1994)。一些冰碛背后利润率终止了在利比亚投资局(盖里特利et al ., 1988;图16.11)。在冰的地方

图16.10的主要出口Langfjordj0kelen,急剧下降的基岩高原(800 - 1000),到鼻子略高于300。

图16.11博尔德/冰碛0 ksfjordj0kelen的东部边缘。中间地带显示冰暴跌直接在高原边缘,从而禁止冰碛的形成。还要注意冰川下的排水。

利润率,暴露于自利比亚投资局撤退,基岩采石和磨损的结果很明显(意图和沃利,1994,1996)。在冰川下的冰川下的蛀牙和观察,测量信道流出流表明冰压力的熔点(PMP)至少部分的冰原边缘(图16.11)。

Non-erosive冰也存在广泛的保存blockfields包含有图案的地面(图16.12),严重风化冰原岛峰和基石,缺乏碛。一些基础领域表现出“老”冰川下的侵蚀,但随后的风化的程度表明,这是最有可能发生在冰川作用至少pre-Weichselian年龄。在某些地方,blockfields超过1米厚,frost-sorted,虽然没有发现周围blockfields冻土Oksfjordjokelen (Rea et al ., 1996 a, b),与更高的高原Lyngen(盖里特利et al ., 1988)。这两个地区的研究表明,blockfields代表残余的风化序列,可能年龄前更新世(Rea et al, 1996 a, b;惠利等,1997)。

高原的地貌影响的全面评估冰川作用集中在0 ksfjordjokelen埃文斯et al。(2002),有人建议,最大的冰川地派生积累材料发生横向和latero-frontal碛山谷。的巨砾的性质这些碛和个人的生硬巨石表明岩石雪崩从广泛的基石和岩石落悬崖的主要来源是垃圾。冰碛不对称证明悬崖的可变性在一些盆地(如曝光。业马修斯和蚀刻,1982;Benn, 1989;埃文斯,1999)。岩石下面的冰川已经开发出一些险峻的基础墙,反映出当地高碎片条款。发生一些冰川下的派生的材料结束碛,除了roches-moutonnees和完整,直到覆盖证明基底滑动、床侵蚀和泥沙沉积。这可能是由应变加热在基底冰穿过陡峭的冰瀑,有关高原峰会冰山谷冰川。在高原冰川出口终止在周围峡湾头他们有时把冰架碛,表明cold-based鼻子。衰退的鼻子都记录在峡湾一些正面的浅海水域德吉尔碛和冰水,吉尔伯特型三角洲。

图16.12风化基岩和blockfield显示图案的地面超出0 ksfjordj0kelen的保证金。

16.3.3冰岛

的温带冰川冰岛的鼻子主要是wet-based今年至少部分窄冬季冻区发展中最多的利润由于季节性大气寒潮的渗透(看到埃文斯,2003)。除了冰川可能“冻结”大量的碎片由于过量下蚀作用的过冷(geoffrey Spedding和埃文斯,2002),debris-rich基底冰序列通常薄或缺席。stapis或平顶火山地形学的理想特性的积累小高原冰原地区位于冰川作用的极限,很好的例子被@orisjokull Eiriksjokull Hrutfell,大包围Langjokull冰盖,Drangajokull西北部和南部Torfajokull。冰川滋养高原表面不可能积累大量supraglacial碎片由于缺少extraglacial碎片来源(Rea et al ., 1998;埃文斯在出版社)。然而,大量积累的落石冰川碎片描述一些出口的侧边缘,他们通过陡峭的悬崖下高原边缘(图

16.13)。因此,横向碛是开发只在那些利润率躺下陡峭的悬崖,因此对个人出口叶的不连续和不对称的。在某些高度活跃的岩石墙壁,碎片供应足以埋葬冰川冰谷的头在经济衰退时期,从而产生专门侧碛和talus-foot岩石冰川(图16.13)。活跃的罗克沃尔的影响之外,高原出口插图冰川沉积序列latero-frontal碛衰退期间从山谷。然而,年度摆布碛不明显的边缘的许多冰岛高原冰原。相反,谷层单板的巨石,在个人变稠latero-frontal碛(图16.13)。直到封面表明,这种类型的冰川正在从高原峰会只有短距离运输风化层到附近的山谷头和ice-marginal仍只发生在应对气候的信号频率低于年度周期。raybet雷竞技最新

大量的碎石状的碛已经建在高原峰会,例如在@orisjokull西南边缘,尽管底层冰芯的程度是未知的(无花果。

16.14)。的碛证明至少部分冰川床warm-based和侵蚀风化层和/或基岩的能力。一些地区的风化层表明冰川冰的后裔高原到周围山谷(Rea et al ., 1998)。在其他地方,高原地貌是由甚至限制融水频道,表明主要cold-based冰和/或无效的冰川下的侵蚀。

16.4动力学的高原冰原

为了编译一个高原丁冰原landsystem重要的是要理解的高原冰川作用的动力学和风格的峰会。一般来说,冰川作用方式可分为两种类型,每个代表一个不同的阶段的冰川作用:

•大型冰盖(冰盖)通常经历了完整的冰川条件下水下地形的冰流方向和产生更少的控制

•规模较小、区域——局部范围与冰源集中在高原冰川作用,冰的模式分布是由该地区的海拔和纬度(在高度的景观小高原例如Lyngsdalen,山谷冰川可能会或可能不会存在在这个阶段的冰川作用)

图16.13航拍照片立体像对(Isgraf / Loftmyndir和格拉斯哥大学,1999)的出口冰川@orisjokull的西北边缘。可见不对称发达supraglacial侧碛和碎石状的latero-frontal碛的分布是由基岩悬崖的位置相对于冰利润率。比例尺表示1公里。

图16.13航拍照片立体像对(Isgraf / Loftmyndir和格拉斯哥大学,1999)的出口冰川@orisjokull的西北边缘。可见不对称发达supraglacial侧碛和碎石状的latero-frontal碛的分布是由基岩悬崖的位置相对于冰利润率。比例尺表示1公里。

完整的冰川的发病条件通常会引起降低年度气温确保新形成或扩大高原冰原可能/成为cold-based。这样cold-based冰作为高原表面覆盖保护层。渐渐地,随着冰块的大地区和大陆的增长,最终厚山谷冰川和冰流可能形式,而达到PMP(定期或长期)使冰川侵蚀和过量下蚀作用的山谷。这是典型的“选择性线性侵蚀”(爱丁堡,1968;1974年),被认为是负责通过山谷和过量下蚀作用形成的积极导向山谷。这是在这个阶段的冰川漂砾可能运送到高原(参见上面的埃尔斯米尔岛;爱丁堡,1968;爱丁堡和瓦,1977;意图et al ., 1998)。

图16.14航拍照片(Isgraf / Loftmyndir和格拉斯哥大学,1999)@orisjokull的西南角。实质性的碎石状的,专门碛小冰河期最大限度地发展,表明冰川边缘底层blockfield侵蚀和运输。比例尺表示0.5公里。

图16.14航拍照片(Isgraf / Loftmyndir和格拉斯哥大学,1999)@orisjokull的西南角。实质性的碎石状的,专门碛小冰河期最大限度地发展,表明冰川边缘底层blockfield侵蚀和运输。比例尺表示0.5公里。

当地的条件下,从地形上控制冰川覆盖,高原上的冰更薄但会变厚随着高原的大小。在这个阶段的冰川作用,热体制可能会变得更加复杂。为了一个冰原形成或扩大高原显然必须有一个积极的质量平衡。万利(1955),和图16.1表明,有一个重要的领域/高度的关系,规定高原丁冰原积累。简单地,低于临界峰会大小、高原越高越小它必须永久雪线以上支持一个冰原,因此,将冰的温度越低。因此最温暖的冰将最低的高原上发现,图16.1显示会有巨大的冰原。因此,冰形成高原上远高于永久雪线(例如Lyngsdalen)是最有可能cold-based non-erosive。在某些情况下可能达到的冰PMP(例如0 ksfjordj0kelen)。在极地地区,积累的温度更低,甚至最低高度,大冰原将可能达到PMP基地。然而,冰原越大越可能产生明显的地貌特征。

由于浅坡角,因此基底剪切应力和应变率会低基底层上高原的冰。在床将趋于陡峭的地区(即对网点),情况恰恰相反。如果基底冰的温度接近PMP应变的增加加热可能足以引起基底融化因此滑动(例如Balgesvarri前面所提到的)。在这一点上冰川将开始侵蚀它的床。基底冰也可能达到周围的PMP冰原边缘的部分。例如,至少两个部分的0 ksfjordj0kelen warm-based plateau-terminating保证金(盖里特利et al ., 1988;意图和沃利,1994)和已经侵蚀了床产生碛;类似的情况出现了西南边缘的@orisjokull在冰岛(见上图)。冰在这些位置可能达到PMP由于:

1。融水向床上的渗透

2。夏天温暖的渗透波穿过薄冰

3所示。增加应变加热床坡度角增加,或

4所示。这些因素的结合。

继续阅读:青藏高原丁冰原Landsystem

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