Paraglacial Driftmantled斜率Landsystems
退缩的冰川冰在山区常常暴露valley-side斜坡由厚glacigenic披着斗篷的存款,通常由堆叠侧碛(马特森和加德纳,1991;巴兰坦Benn, 1994, 1996)。这些存款容易被转译滑坡侵蚀(下滑),碎片流,雪雪崩、流速及流水量和表面清洗。这些过程可以完全返工drift-mantled斜坡在几十年或几个世纪以后,形成了一个paraglaciallandsystem相交的沟壑,合并碎片锥和谷底的沉积物的沉积(图17.7)。
图17.7的沟蚀drift-mantled Fabergst0lsbreen的鼻子附近的山坡上,Jostedalen,挪威。摄影证据显示,直到公元1943年斜率ungullied和支持一个突出小冰河期侧碛。1988年斜率广泛措施,侧碛被完全移除,和新鲜基岩的广泛领域受到由于每年复发性泥石流活动。大多数的沉积物积累了在合并碎片锥坡脚。
图17.7的沟蚀drift-mantled Fabergst0lsbreen的鼻子附近的山坡上,Jostedalen,挪威。摄影证据显示,直到公元1943年斜率ungullied和支持一个突出小冰河期侧碛。1988年斜率广泛措施,侧碛被完全移除,和新鲜基岩的广泛领域受到由于每年复发性泥石流活动。大多数的沉积物积累了在合并碎片锥坡脚。
442年冰川LANDSYSTEMS
17.4.1 Drift-Mantled斜坡:流程
沉积物的主要代理返工在最近deglaciated drift-mantled山坡泥石流,差排序的快速下坡的运动混合的巨石,细颗粒泥沙和水(齐默尔曼Haeberli, 1992;埃文斯和Clague, 1994;欧文,1994;Solomina et al ., 1994)。雪崩和雪流一般glacigenic沉积物下坡的再分配中扮演一个次要的角色。在前陆Fabergstelsbreen在挪威,例如,巴兰坦和Benn(1994)记录的平均每年每公里5泥石流坡,其中许多已被迅速引发融雪沟头。许多流跟踪的平行堤坝沟壑的废墟下,早些时候经常交叉流产生一个复杂的圆丘般的微貌解剖堤坝。并非所有最近deglaciated drift-mantled斜坡经验广泛paraglacial修改,然而。咖喱(2000)的研究表明,最初的梯度超过30°大量边坡侵蚀的泥石流至关重要,而在这样的斜坡沟壑密度高(> 20 km-1)与厚漂移封面和沉积物空隙率高。当地水文控制(特别是径流的主要岩石沟壑上坡)可能启动的关键广泛返工drift-mantled山坡泥石流活动。
在最近的山谷,冰downwastage暴露了陡峭的侧碛,近端碛斜坡下滑可能广泛地修改,碎片坠落和泥石流。发生了广泛的失败碛墙沿侧翼的塔斯曼冰川在新西兰在网站碛救援超过120(布莱尔,1994)。专门侧碛是特别容易失败作为底层冰融化,减少上覆沉积物的强度,以便释放碎片通过下滑和流(菲,1996 b;班尼特et al ., 2000;Etzelmuller, 2000)。在阿拉斯加的冰川边界,马特森和加德纳(1991)记录25斜率失败将~ 35000立方米的残骸在两个夏天专门碛。大多数涉及失败在ice-sediment边界,绝大多数发生在冰川鼻子附近,表明快速修改碛斜坡冰川的消失。远端陡峭的斜坡终端碛也可能受到低迷和泥石流(帕拉西奥斯等,1999)。
17.4.2 Drift-Mantled斜坡:地形
最近的形态后果drift-slope修改已经深入研究的前陆Fabergstelsbreen(挪威),在陡峭的drift-mantled斜坡已经被泥石流广泛修改原来的斜率。修改后的斜率由两个区域组成。上包含广泛的沟壑深25米,宽80米,雕刻成valley-side漂移,下伏基岩局部暴露区域,由阿雷特的漂移(图17.7)。主要由较低的沉积物,主要的形式合并碎片锥,位于基岩或直到。巴兰坦和Benn(1994)发现,50年内,沟蚀上斜坡漂移导致的减少边坡梯度从~ 35°~ 30°,后者可能代表泥石流启动的最小梯度。咖喱(1999)表明,沟切口迅速发生冰川的消失后,那沟壑之后进行逐步扩大,直到侧壁斜坡拒绝~ 25°的梯度,然后并行撤退沟国主导直到inter-gully阿雷特消耗或gully-side边坡达到稳定。的最终形式driftslope landsystem包括上层,bedrock-floored源区,宽阔midslope区沟壑与侧壁休息在稳定、温和的渐变,和较低的区域合并碎片锥和球迷,一个在许多高地山谷地形组合常见deglaciated在晚更新世时期(米勒et al ., 1993;巴兰坦Benn, 1996)。这个组合达到惊人的维度的喀喇昆仑山脉和Lahul喜马拉雅山脉,那里paraglacial泥石流存款形式沉积序列厚达90米(欧文和德比郡,1989;欧文,1991; Owen et al., 1995).
17.4.3 Drift-Mantled斜坡:沉积物
分化的原位glacigenic存款与泥石流往往是重做的问题,尤其是在glacigenic存款期间经历过流沉积(劳森,1988;欧文和德比郡,1989;Zielinski房龙,1996)。比较研究最近paraglacial泥石流沉积和父母收款机前保留大部分已经表明,后者的特点,是无法区分的macrofabric力量或类型,碎屑鳞状图案,有角,形状和纹理,矩阵粒度测量或孔隙比(欧文,1991,1994;巴兰坦Benn, 1994;咖喱和巴兰坦,1999)。出现显著差异,然而,在不连续的对齐,分层,剪切结构和床上用品,在paraglacial泥石流存款往往是平行或sub-parallel valley-side斜坡,和延长聚合择优取向的碎屑,这往往是对齐的下坡的原位再生存款但down-valley基底的钱柜。微形分析也显示承诺从原位glacigenic存款区别了。欧文(1991、1994)microshears的特点,发现差异和哈里斯(1998)发现直到存款改写了泥石流展出了一系列诊断的特点,包括优先下坡的晶粒取向,shear-induced双折射,证据碎屑旋转和剪切波状结构域,一起洗的存在层和分选好的砂和砾石镜片。
17.4.4 Drift-Mantled斜坡:Paraglacial修改
广泛paraglacial返工drift-mantled边坡可能发生在几十年或几个世纪的冰川的消失。撤退的drift-mantled边坡暴露Fabergstolsbreen变成了深深的沟壑的荒原50年内(巴兰坦Benn, 1994;咖喱,1999),在邻国Bergsetdalen paraglacial碎片锥开始积累在公元1750年和公元1908年之间已经完全稳定在1965年由于沉积物疲惫(巴兰坦,1995)。如此快速的变化意味着最低沟冲蚀率19 - 169毫米的第一年。paraglacial卷的碎片锥在尼泊尔喜马拉雅,渡边et al .(1998)推断意味着流域剥蚀率0.4 - -8.0毫米第一年在过去的550年里,但承认剥蚀率可能是冰川的消失后立即高得多。这样的利率意味着paraglacial drift-slope返工可能在几个世纪冰川的消失,完成一个结论的证据支持的快速实现drift-slope稳定后晚更新世冰川的消失。米勒et al。(1993)表明,paraglacial冲沟侵蚀和伴随的冲积锥在秘鲁北部的安第斯山脉开始形成冰川的消失在c。成员ka BP但是在c。8 ka BP之前完成。同样,杰克逊et al。(1982)估计,80%的冰河期的泥石流活动之间的加拿大落基山脉发生弓河谷冰川的消失在c。13-12 ka BP和建立云杉林在c。10.4 - -10.0 ka BP。Drift-mantled斜坡,然而,可能再次遭遇或延迟paraglacial返工结束后长期paraglacial活动的最初阶段已经结束,尤其是在应对极端暴雨事件(巴兰坦Benn, 1996;咖喱,2000 b)。
444年冰川LANDSYSTEMS
17.4.5 Glacial-Paraglacial沉积物回收
上面所提到的,paraglacial岩石边坡岩石碎片和削弱可能提供容易entrainable沉积物的重要来源。这一原则也适用于paraglacial沉积物累积改写从valley-side漂移身上。部分暴露的侧壁沟壑切割valley-side漂暴露的冰川退缩出口历史消耗约斯达布连在挪威南部制作而表现出两种截然不同的沉积物协会(巴兰坦Benn, 1994;咖喱和巴兰坦,1999)。上由一个巨大的混杂沉积物代表glacigenic存款侵在最近(小冰河期)冰川推进。较低的展品原油slope-parallel分层和首选下坡的碎屑取向,和更早的代表paraglacial返工(Preboreal) glacigenic存款由泥石流。作为两者之间的联系通常是侵蚀(图17.8),这意味着Preboreal paraglacial沉积物被出口re-entrained冰川在小冰河时期的进步。这个序列因此意味着循环交替的冰川和paraglacial沉积物转移,前者是在冰川推进时,后者占主导地位冰川退缩。这表明许多glacigenic存款山区沉积物经历至少包含一个周期的冰川/ paraglacial返工。
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