质量平衡
因为有冰川存在的地区,通常在高海拔或在极地纬度,冬季降雪超过熔化(和其他损失)在夏天。这导致净积累,这冰川的一部分,因此被称为聚集区(图3.1)。每一层雪埋,上覆雪的压力导致压实,分子运动的液体和蒸汽阶段的结果雪变质。不仅仅是一个岁的雪,因此被这些流程改变,称为积雪。firnification过程的最终结果,通常几年后,是固体冰。
哪里有海拔较低地区的冰可以移动,引力力量驱动它对这些领域。这最终将冰成年度融化超过下雪的地方。在这里,所有的冬天雪和一些潜在的冰融化在夏天。这就是所谓的消融区。线分离的积累和消融区域最后一个融化季节叫做平衡线。沿着均衡线,融化在刚刚结束夏季完全等于净在前面的冬季积雪。
在这一章,我们首先讨论转换的雪冰,和展示过程导致物理和化学地层学,在适当的情况下,可以使用冰,是几千年历史。然后我们探讨气候因素导致平衡线高度的变化,因此提前和冰川撤退。
-
- 图3.1。横截面的:一个典型的极地冰帽或冰原,和(b)一个典型的山谷冰川,均衡线和流量之间的关系线。草图是示意图,但相对比例是现实的。
雪,冰的变换
雪的变换成冰的第一阶段涉及的水分子扩散的雪花点对他们的中心;片因此倾向于变成圆形或球形(图3.2),减少他们的表面积,因此自由能。这是一个例子,一个重要的热力学原理,即系统的自由能最小的倾向。这样的舍入更迅速地发生在更高的温度。
被困的气泡
图3.2。变换的雪冰。(一)修改的雪花subspherical形式。(b)烧结。(c)在烧结过程:1 =升华,2 =分子扩散在谷物,3 =成核和生长的新谷物,4 =内部变形的谷物。(基于索姆费尔德和LaChapelle, 1970,图2,图16日和17日;Kinosita, 1962年,根据Lliboutry报告,1964年,图1.14)。
最可能的球形粒子的包装有大约26%的孔隙度,所谓的菱形的包装。然而,在天然骨料均匀球体的直径、孔隙空间通常是接近40%。在积雪的情况下,这对应于一个密度m3 ~ 550公斤。
进一步致密化涉及到一个过程被称为烧结(图3.2 b),涉及转移的材料通过升华和分子扩散在谷物、成核和生长的新谷物,谷物的内部变形(图3.2摄氏度)。升华时更重要的是在转换过程的早期孔隙空间仍然很大。内部变形的重要性增加的雪埋深和压力增加。在温暖地区,致密化进程加快,因为谷物可以聚集表面张力当水周围的电影形式,因为渗透融水可能会填补空气空间和结冻。
转换过程中的一个重要的转变发生在密度的m3 ~ 830公斤。在这个密度,毛孔变得封闭,防止进一步通过冰空气流动。研究空气因此被困在大气层的构成提供信息的时间关闭(见,例如,雷诺现象等等。,1993)。测量体积的空气每单位质量的冰收益率估计(尽管相当粗糙,鉴于目前的技术)高度的毛孔
聚集区
聚集区
消融区
目前的年最大表面高度
最大高度/叠加- x的冰
表面在去年夏天的结束
雪
雪和冰层和镜头叠加冰
重叠冰带
图3.3。雪的变化与高度相。(Benson之后,1962)。水平距离平衡线干雪线是数十到数百公里。
消融区
表面在去年夏天的结束
目前的年最大表面高度
最大高度的叠加- x /冰全国抵抗运动
雪
雪和冰层和镜头叠加冰
重叠冰带
图3.3。雪的变化与高度相。(Benson之后,1962)。水平距离均衡线干雪行数十到数百公里。
的关闭(Martinerie et al ., 1992)。知道这发生的深度冰川然后允许估计高程的冰面。毛孔关闭可能发生在几十到一百米深处,根据温度(1994年帕特森,表2.2)。
雪地层学
在高海拔极地冰川南极和格陵兰冰盖等地区没有发生在夏季融化。在低海拔,一些出现融化,和融水从而形成向下渗透进了冷雪凝结,形成透镜或稍结构。这些高两个区域称为干雪区和低渗透区(图3.3)(穆勒本森,1961;1962)。符合地层地质术语,部分年度积雪的冰盖有独特的属性被称为相——在这种情况下,干雪相渗流相,分别。这两个区域之间的边界或相,干雪行,大约是在海拔warmestmonth的平均温度是6°C(卢安克援引的本森,1962,,1970,p . 263)。
在海拔较低地区,夏天能充分湿整个积雪融化。这就是所谓的湿雪区(图3.3)。当这个雪凝结,公司形成多孔层。downglacier地区的这个区,积雪的基底层会与水饱和。如果底层的冰是冷的,这被水浸透的可能再次冻结,形成冰,被称为重叠冰。只要它仍未变形的叠加冰很容易被它的气泡,这是大型和经常高度不规则的形状。
仍在低海拔地区,只有存在重叠冰融冰季节结束时,这就叫做叠加冰带。的下边界重叠冰区域末尾的融化季节是平衡线。
典型的高山冰川,第一个水渗透进寒冷的雪开始融化季节可能再结冰形成腺体和眼镜极地冰盖。然而,通过融冰季节的结束,整个积雪将被加热到熔点。因此,无论是干雪还是这些冰川上的渗流相存在。此外,在一个温带冰川,导热下行到冰川积雪下面是最小的,所以小叠加形成冰。
大部分的变暖阿尔卑斯山的雪包是潜热的释放的结果在重新冻结的水渗透。冻结1公斤的水可以温暖160公斤的雪1°C。从表面热传导相比是微不足道的。
除了分带雪地层学的高度(或温度),尤其是onpolar冰川,还有一个不同垂直分带在冰川上的任何点。因为秋天的雪比上覆在一年一度的层是温暖的冬天的雪,前者有更高的蒸汽压。因此,蒸汽压力梯度的存在,导致扩散的分子从秋天到冬天的雪。秋雪因此变得粗糙,其密度可能会减少。这些层灰白色粗秋雪被称为深度。在深度灰白色板状晶体是常态,但在极端情况下,大型prism-shaped锥体或中空六角形晶体培养。
冰保存使用雪地层学约会
灰白色层深度很重要,因为它们可以被认可在雪坑的深度和冰核。使用这种地层标记,冰川学家已经能够确定累积率、平均在几年或几十年,在南极和格陵兰的许多领域,在某些情况下,数千年来深陷核从这些冰原。
最引人注目的例子之一的使用这些物理地层学,小巷et al。(1993)发现,格陵兰冰盖上的堆积速率高增加了大约两倍的更新世,和的变化发生在一个时间跨度只有三四年!积累的增加率
沿着核心段深度,m
图3.4。在营里S18O世纪变化,格陵兰冰芯。(一)冰从1963年到1968年。(b)冰大约是8300岁,和季节性的变化仍然可以检测到。(改编自约翰森等,1972。复制许可的作者与自然。)
沿着核心段深度,m
图3.4。在营里S18O世纪变化,格陵兰冰芯。(一)冰从1963年到1968年。(b)冰大约是8300岁,和季节性的变化仍然可以检测到。(改编自约翰森等,1972。复制许可的作者与自然。)
归因于气候的变暖,正是这种变暖导致冰原撤退。raybet雷竞技最新
约会的冰也可以通过详细的实验室研究的核心或样本坑墙壁。为此最常用的技术包括测量S18O变化。因为空气是寒冷的冬天,冬天雪S18O值更多的负面(较重同位素的雪含有更少的氧气,18 o)比在夏天下雪了。因此,一系列样本从单一年度层将显示一个大致正弦变化S18O(图3.4)。惊人的数量的样品时,必须分析该技术用于日期非常古老的冰。然而,每年层,压缩,但仍然可辨认的同位素变化,已确定在冰超过8000岁(图3.4)。因此,潜在的存在,使得分析快速开发的技术。
电电导率的冰的浓度micropar-ticles在冰也有季节性变化。前者是由于季节性积雪的气溶胶含量的变化。micropar-ticle浓度结果的季节性夹带灰尘被风在夏天的时候冰水沉积平原雪和类似的表面都是免费的(见,例如,汤普森等等。,1986)。这些变化都是用来约会。
当使用这些技术迄今为止相对老冰,错误积累,因为一些年度层缺乏变化的参数使用,或偶尔有两个周期的变化。然而,火山灰层经常发现在核心,当灰化学允许归因一层火山爆发的时代,一个绝对的日期可以分配给包含火山灰的冰。这样,冰的年龄这是几千年历史已经建立了相当准确。
质量平衡原理
大量的术语是用来描述冰川质量平衡的不同方面。冬天的平衡是在冬季的雪量积累。相反,夏季平衡,负数量的数量雪和冰输了融化。的平衡,这是一般采取延长从一个融冰季节的结束,冬季和夏季余额之和是净平衡。通常情况下,这些平衡表达的一层的厚度的水,或在水当量。被称为冰川上的特定位置时,他们表示m - \或公斤!m - 2,被称为特定的平衡。有时“预算”这个词是用来代替平衡,尤其是指的净平衡。
大量的积累可能发生在夏季极地冰川的积累方面,反之可能发生融化整个冬季温带冰川的消融区域。夏季和冬季条款平衡在这些实例应用带一些诗意。最极端的例子热带的冰川积累和消融可能替代几个小时到几天的时间尺度。尽管这些并发症,但基本原则仍然适用。
有很多的方法测量质量平衡,我们不会进入这里。也许最常见的方法,一个简单的可视化,是测量的高度雪或冰表面放置在股权上的冰川孔钻的目的。测量是由第一年底融化季节,最后的冬天获得冬季平衡,最后结束的时候下融化期获得夏季和净余额。雪密度测量也必须为了积累和冬夏转换雪融化水的等价物。
我们定义b (x, y, z)为特定的夏天平衡,bw (x, y, z)为特定的平衡,冬季和bn (x, y, z)为特定的净差额。显然,bn = b + bw (3.1)
冰川和整体的健康状况可以从评估:
那里是冰川的面积和Bn的净平衡。Bn通常规范化冰川的面积,因此:Bn = Bn /。当Bn或Bn是积极的,冰川据说有积极的质量平衡;如果这种情况持续几年,冰川将会进步,反之。因此Bn是一个重要的参数测量和理解,为此我们现在考虑气象因素影响它的组件,bs, bw。
方便我们讨论限制在bs和bw海拔变化,z。通常这不是有效的在实践中因为漂流和阴影的影响,导致横向变化积累和融化。
是常见的情节bn (z)的函数高程;这是用数据说明山谷冰川在奥地利阿尔卑斯山,Hintereisferner,如图3.5所示。曲线标记“o”在这个数字代表的情况在每年大规模预算平衡,或Bn = 0。(尽管bn的低价值在高海拔地区,JAbndA = 0在这个例子中,因为大多数山谷冰川是真的,Hintereisferner随海拔的宽度)。曲线标记为“+”和“-”代表年的异常积极或消极的质量平衡,分别。注意,融化通常增加近线性降低高度,所以较低部分的曲线在图3.5相对直接。然而,在高海拔在这种特殊情况下,雪落随海拔高度,导致曲率的上部分情节。
曲线之间的差异“o”和“-”“+”曲线如图3.5 b和c,分别。这些差异被称为预算失衡,bi(迈耶,1962)。在多年的异常- bn(图3.5 b), bi一般海拔增加而减少;这意味着这种年通常是异常高的夏天融化的结果。相反,异常积极的预算年一般异常高的冬天积累的结果
-
- 具体预算净,Mg m 2
0 1000 0 1000失衡和标准偏差,公斤m - 2
b =预算失衡< r =标准差
图3.5。bn (a)特定净预算,策划反对Hintereisferner高程。曲线“o”是为一年的质量平衡预算,而曲线“-”和“+”是多年来特别消极或积极的预算,分别。(b)和(c)曲线“o”和曲线之间的区别“-”、“+”。图1(库恩之后,1981年,。复制与作者的许可和国际水文科学协会)。
(图3.5摄氏度)。预算年,只有适度的积极或消极的结果从他们的价值观偏差积累或融化在年预算平衡。
项目的质量平衡测量通常持续数年。累积质量平衡可以计算加法的年度价值Bn。然而,有两种方法。在传统的方法中,在方程(3.2)每年应调整以反映冰川扩张或收缩。(实际上,新地图的冰川每年都没有准备,作为一个缓慢变化更普遍使用相同的值的好几年,然后当一个新的调整地图。)在参考方法(Elsberg et al ., 2001),另一方面,一个冰川表面的面积是在一个特定的时间,如第一个质量平衡的时间调查如果好的地图存在的时间,并不是改变了程序的过程中。此外,然后调整年度测量水平的参考表面使用测量或估计价值的dBn / dz。传统的方法是更好的对水文预报和其他应用程序实际需要冰川体积变化。然而,对于气候的研究,参考方法更有用,因为它提供raybet雷竞技最新了一个衡量气候变化在一个固定的参考海拔。
质量平衡波动的气候原因
让我们假设bw仅由降水和漂移,从而忽视质量增加冷凝和雪崩。同样地,我们把b的函数只表面融化,忽视质量损失通过蒸发,崩解,底部融化,等等。尽管我们认为质量增加和冷凝和蒸发损失,分别是微不足道的,在这些相变过程中的能量是考虑在以下分析。表面的融化是由可用的能源:
问是能量在kJ m-2d-1;R是净辐射;H是显热输入;和V是由于凝结潜热的输入,或损失由于蒸发(库恩,1981)。然后,忽视任何夏天下雪:
其中T是融冰季节和L的长度是熔化潜热334 kJ公斤。(在本文的剩余部分将会方便使用公斤m-2a-1质量平衡的单位。)
进一步假设的转移明智的和潜热冰川表面与空气之间的温差成正比,冰川表面,因此:
助教和Ts空气和冰川表面的温度,分别和y是一个比例常数。库恩(1989)表明,y位于0.5和2.7 MJ m-2d-1K-1之间;积雪的价值经常发现是1.0 MJ m-2d-1 k - 1,而合理的平均值~ 1.7 MJ m-2d-1K-1冰川冰。值的范围反映了实际的事实传热是等因素的强烈影响风速和冰川表面的粗糙度。
结合方程(3.1),(3.3),(3.4)和(3.5),重新排列,和写作的所有参数的函数高程,z,收益率:T
bw (z) = L (R (z) + Y (Ta (z) - Ts)] + bn (z) (3.6)
我们正在处理熔化条件下,t = 0,不随z。
质量平衡波动27的气候原因
我们现在的目的是定量地研究如何冬季降水的变化,夏季温度和辐射平衡影响冰川质量平衡。曲线“-”、“o”和“+”在图3.5几乎是平行的,这表明一个可能“派生”另一个仅仅通过横向的翻译。这样的翻译,然而,导致的变化平衡线高度(ELA),表示在图3.5的曲线交叉0特定净平衡线。这表明,平衡线高度的变化可能是一个相当不错的气候变化的影响。raybet雷竞技最新的影响气候变化的主要措施,即降水和温度,在这个联盟是最好的学习使用微扰理论,库恩(1981)所使用的一种raybet雷竞技最新技术,我们采用的方法。
在均衡线,bn (z) = 0的定义。因此,如果h是平衡线的高程和ho海拔一年的平衡质量预算,方程(3.6)可以写成:
微扰理论的标准方法是重写方程(3.7)的情况下,平衡线海拔,h,它是略高于或低于“o”状态,然后减去这个新关系方程(3.7),我们现在继续做。让影射值代表了摄动的状态,因此:
减法:
bw (h) - bw (h0) = l [R (h) - R (ho) + Y (Ta (h) - Ta (h0))) (3.9)
任何影射参数方程(3.9),随z可以用摄动方程的形式,使用助教为例:
这里,啊可能是一个观察平衡线高度的变化,因此(9助教/ dz)啊代表温度的变化,会仅仅因为这个联盟发生了变化。然而,改变意味着夏季空气温度可能是部分负责联盟的变化和改变Ta的这一部分是由5个助教。图3.6是一个方程(3.10)的图形表示形式。写方程类似于(3.10)bw和R,重新安排他们和替换
表3.1。濒危语言联盟100增加的可能原因
老南偏西m - 2 = -400公斤如果STa = = 0
SR = + 1.35 MJm-2d-1如果南偏西= STa = 0
STa = + 0.8°C如果老南偏西= = 0
图3.6。示意图说明参数方程(3.10)。考虑一年在平衡线高度h,啊米高程,ho在年大规模预算平衡。在一年递减率质量平衡预算和去年的问题由倾斜的斜坡的实线和虚线,分别。获得的平均气温,ta’,在高度h在这个温暖的夏天,从助教开始(ho),添加(dTa / dz)啊,记住,dTa / dz -这是一个负数,并添加8助教,图中的箭头。注意,8 ta是量的温度在这个海拔高度h超过温度在一年的质量平衡预算。
方程(3.9)的收益率:
”9日,. .id Ta瓦分贝啊+南偏西= t dz L
这个关系可以阐明的意义使用一个数值例子。假设瓦分贝/ dz = 1公斤m-2m-1 T = 100 d, Y = 1.7 MJ m-2d-1K-1递减率,Km-1 dTJdz, -0.006。进一步假设,对于本示例中,z d R / d = 0,辐射输入与海拔高度不发生显著的变化。现在考虑增加濒危语言联盟的100(=啊)在一个特定的一年。计算变化南偏西,SR, STa就足够了,如果他们单独发生,导致濒危语言联盟这一变化。鼓励读者进行计算,以获得熟悉的关系。表3.1中给出了答案。
角度计算的结果,在3050 Hintereisferner在奥地利阿尔卑斯山脉,海拔,略高于正常位置的平衡线,意味着冬季降雪是1620公斤m - 2 m - 2及其标准差为540公斤。同样,意味着夏天温度+ 0.4°C,和它的标准差为0.8°C。比较这些标准偏差和南偏西,STa的值在表3.1中,很明显,这个联盟的100变化可能结果,近相等的可能性,从改变bw或者助教的变化。同样,总辐射输入-46 MJ m-2d-1,而损失-40 MJ m-2d-1,留下意味着辐射平衡,R, 6 MJ m-2d-1。1.35 MJ m-2d-1变化,由于云层的变化为例,与总辐射预算相比非常小,因此并不是不合理的。
相比较而言,意味着冬天平衡巴恩斯在巴芬岛冰盖-400公斤m - 2(胡克et al ., 1987)。在这里,一个南偏西-400公斤m - 2是非常不可能的,因为这将意味着几乎没有积累。因此在这种情况下,100这个联盟的变化很可能改变Ta的结果。
这种比较说明了冰川在相对干燥的基本区别寒冷地区领域,我们称之为大陆性气候,温暖湿润的海洋性气候特征和冰川。raybet雷竞技最新冰川在大陆设置低温欠他们的存在,它们的质量和波动强烈(反向)与预算意味着夏天的温度。相反,冰川在海上设置形式应对高冬季降雪;等冰川质量平衡不太好与助教,和相关性可以明显改善通过添加冬季降水回归。事实上,在一些海上冰川的相关性与bw净平衡单独是不错(沃尔特斯和迈耶,1989,p . 371)。
在上面的分析中,助教和R作为独立变量。这并不完全正确,因为增加助教增加1°C R byabout0.3 MJm-2d-1(库恩,1981)。这是由于增加的“黑体辐射,它随着T 4。将这种效应纳入上述计算(表3.1)减少STa + 0.7°C。
预算梯度
回想一下,图3.5中的曲线“o”表示bn的分布在一年的大规模预算平衡。这条曲线的斜率在平衡线的高程一年的预算平衡,(9 bno / dz),被称为预算梯度。高预算渐变代表的情况有很多积累高于均衡线和消融低于均衡线,和
图3.7。素描Z
说明低和高预算梯度之间的区别。
低,
相反(图3.7)。高预算梯度从而表明高流率,很多冰必须从积累区域转移到消融区为了保持一个稳定的状态概要文件。出于这个原因,Shumskii(1964,第442页)称为dbno / dz冰川作用的能量和迈耶(1961)称之为活动指数。(为简单起见,我们将省略下标ho在此讨论,但所有衍生品应该被理解为被评估在平衡线的高度平衡预算的一年。)冰川下的高冲蚀率可能与高预算梯度有关。
预算梯度往往是高在大陆冰川在海上环境和低设置。典型值可能是10公斤m-2m-1a-1前和3公斤m-2m-1a-1后者(Haefeli, 1962)。
探索因素控制(dbno / dz),重新整理方程(3.6)和它的导数,再次指出,正在融化的冰川表面上t = 0:
因此dbno / dz取决于瓦分贝/ dz, (T / L) (dR / dz)和(泰/ L) x z (d Ta / d)。
在山谷冰川,降水梯度,瓦分贝/ dz,通常几乎可以忽略不计。它可能成为重要的雪堆在高海拔地区很重要,也是更大的地区大量的夏天降水发生高海拔的如雪和雨在低海拔。在阿尔卑斯山脉,这是通常情况下,库恩(1981)表明,一个值的0.5公斤m-2m - !a - 1是合理的。
博士/ dz,净辐射梯度很小,只要雪覆盖了消融区。然而,一旦冰暴露,尤其是如果它有一个细土覆盖,反照率下降有显著改变R在积雪边缘,或积雪和冰之间的界限。第一个冰成为暴露通常是鼻子附近的冰川或冰盖的边缘,和增加积雪边缘融化期进展。要仔细考虑,(T / L)(博士/ dz)可能高达7公斤m-2m-1 / 120 - d融冰季节(库恩,1981)。
递减率,dTa / dz,是有限的干绝热率-0.010°cm - 1,但更现实的自由空气递减率沿着冰川表面-0.007°cm - 1。因此,对于120 - d融化季节,(泰/ L) (d助教/ dz)是-4.3公斤m-2m-1。
为了解释的差异dbno / dz海上和之间大陆气候raybet雷竞技最新,占主导地位的条款涉及递减率,均衡线以下,辐射平衡。d助教/ dz可能类似海上和陆上的设置,我们必须吸引主要差异融冰季节的长度,T,博士/ dz。融化季节在高北极大陆设置可能是一半第三只要这些,说,阿尔卑斯山。同样,冰川在大陆设置也往往是更清洁,从而减少整个积雪反照率的对比优势,因此有效的博士/ dz。瓦分贝/ dz的差异可能会造成一些,夏雨不太可能是一个因素在北极大陆地区。
在一年的预算平衡质量,积累区域的面积比整个冰川,聚集区比率,通常是-0.7(格伦,1963)。使用终端和后退的碛,一个可以使用这个比例估计聚集区的大小的变化,因此联盟的变化中冰川退缩。那么很明显,bn的不平衡:
(见图3.5)。因此,如果碛表明一个平衡线增加了一笔啊,如果(dbno / dz)不可以估计,bli (h)可以计算。一个好的近似,bni (h)等于平均bni的冰川(z)。通过这种方式,你可以估计气候的变化,产生一个观察冰川面积变化。raybet雷竞技最新
其他模式从山谷冰川冰的损失
产犊
悬崖形成的鼻子潮水冰川和结束的山谷冰川湖泊。块冰,范围从单一的冰晶大小数百立方米,断绝这些悬崖和浮动融化在更遥远的地方。这个过程称为崩解。悬崖一般
位置 |
积累,Gtb a - 1 |
径流,Gt a - 1 |
Galving, Gt a - 1 |
底部融化,Gt一流的 |
净平衡,Gt a - 1 |
相当于海平面上升,a - 1 c毫米 |
格陵兰岛 |
520我26 |
297我32 |
235我33 |
32我3 |
-44年,我53岁 |
0.05±0.05 |
南极洲 |
2246我86 |
10我10 |
2072我304 |
540我26 |
-376我384 |
-0.1±0.1 |
冰川和 |
688年我l09d |
778年我ll4d |
-91我36 |
0.3±0.1 |
||
冰帽 |
数据从霍顿et al。(2001年,p . 648 - 651和表11.10)。b 1 Gt = 1012公斤或十亿吨。
c值为1910 - 1990年,和为基础,部分模型,因此可能不同意数据在之前的列。
d值计算出数据在霍顿et al。(2001年,表11.3和11.4)。
数据从霍顿et al。(2001年,p . 648 - 651和表11.10)。b 1 Gt = 1012公斤或十亿吨。
c值为1910 - 1990年,和为基础,部分模型,因此可能不同意数据在之前的列。
d值计算出数据在霍顿et al。(2001年,表11.3和11.4)。
站60 - 80米水位,并可能扩展到几百米深的水位以下(棕色等等。,1982)。Mostofthese冰川被禁足。一些出口的目的地在格陵兰岛和南极洲冰川,然而,运转。
在大多数情况下,以下讨论适用于潮水冰川和冰川谷结束在淡水湖泊。因此,我们将使用术语“潮水”引用,并将了解“潜艇”包括sub-lacustrine。此外,读者应该记住,大多数潮水冰川在山谷或,一旦他们到达海平面,在峡湾。
虽然只有一小部分在水中世界末日的冰川,冰解是一个重要的,如果不是主导,这些冰川质量损失的方式。例如,据估计,有近50%的格陵兰岛的冰损失是通过从出口冰川崩解,在峡湾(表3.2)。
的冰的特点鼻子的潮水冰川从他们控制冰块棚的大小和陆上的脸。冰通常是温和的;因此水沿晶体边界存在,这削弱了冰。此外,鼻子通常大量冰川。这两个因素限制大小的冰块退出这样的冰川。独立柱的抗压强度的温带用粗粒间水冰可能达到深度浅60 - 80,这可能会限制的高度冰解面。
冰块也变得超然的水位和上浮到水面以下,创造戏剧性的干扰。
仔细观察在智利的圣拉斐尔冰川崩解事件表明,然而,这些潜艇事件发布的冰的体积还不足以解释观测到的撤退速度的陆上部分终点站(沃伦等人,1995)。这表明融化水面以下可能是这个过程的一个重要组成部分我们称之为崩解。这个怀疑是钢筋的观察崩解率最高的是10月(Meier et al ., 1985),当水最热(马修斯,1981;沃尔特斯et al ., 1988)。
产犊率,加州大学,通常是由测量束冰流的速度向冰解面和平均位置的冰解面在两个不同的时候,通常一年,获得平均每年。如果冰川退缩在此时间间隔,加州大学大于冰速度,反之。事实证明,加州大学与平均水深成正比,hw,因此:
(布朗et al ., 1982)。这背后的物理关系知之甚少,饱受争议(1996年,范德维恩准备研究,2002年),但似乎关系强劲。在阿拉斯加海洋环境中,c«27 a - 1,而在淡水c«2 a - 1(恐慌和Rothlisberger, 1989)。这种差异可能是由于密度差越大,在海洋环境中,水立即毗邻冰解面之间,更远。水对任何冰解面被融化的稀释。在海洋环境中,产生的密度反差很大,导致强烈的自由对流,从而增强传热的脸。因此,观察到c是更大的在海洋环境中进一步支持推理,上面,融化崩解过程的一个重要组成部分。
加州大学的依赖水深结果在一个不寻常的周期潮水冰川的前进和后退。一样正常的山谷冰川,潮水冰川推进时期当气候凉爽,积累超过表面的融化。raybet雷竞技最新在进步,然而,他们建立一个水下冰碛,慢慢地把它沿着峡湾(图3.8)。这个过程可能需要数百年,所以气候可能再次成为温暖早在终点站达到一个稳定的位置。raybet雷竞技最新一旦质量平衡最后变成足够负停止进步,开始撤退,终点站从其撤回冰碛银行,背到更深的水。因此崩解速率增加。这就增加了预算失衡,加速撤退。撤退通常持续进行直到终点站到浅水的峡湾附近。小冰河时代结束以来,所有在阿拉斯加沿海冰川急剧回落。然而,撤退没有同步和尚未回应
-
- 图3.8。示意图显示崩解潮水冰川推进滚动碛。箭头表明泥沙洗,拖近端远端坡斜率的冰碛和衰退,导致迁移的冰碛。
可识别的气候变化。一些冰川达到最大程度和在1700年代末开始撤退,但是哥伦比亚冰川这些冰川开始消融,最后,没有了冰碛,直到1980年代中期。
底部融化
是否在冰川的底部压力融化点和冰川滑动在床上,摩擦加热与滑动相关和变形基底冰会融化大量的冰。例如,在下部的哥伦比亚冰川,特定的净余额在海拔400 ~ 4.5 a - 1 (Rasmussen和迈耶,1982)。冰川是~在这个海拔600米厚,表面斜率~ 0.032,泥沙速度a - 1 ~ 1.3公里(迈耶等人,1994)。因此,冰的列单位横截面积将下降一年~ 40米,释放~ 2.2 x 108 J的潜在能量,足以融化~ 0.7米的冰。这融化将内部,但大部分将出现接近或在床上。因此,底部融化可能~在这个海拔冰损失总数的14%。然而,在大多数冰川的融化是总数的比例要小得多,并且可以被忽视质量平衡研究。
质量平衡的极地冰盖
在极地冰盖,由于其规模,积累模式反映了海拔和程度的大陆性。如果有重要的大陆冰盖的边缘附近融化,在格陵兰岛一样
-
- 0.05,0.1,0.15,0.2,0.3,0.4,0.5,0.6,0.8,1.0,和1.2 m a - 1(水当量)。(Giovinetto和Zwally之后,2000。经作者许可复制和国际社会冰河学。)
但不是南极,bn随海拔因为温度降低和融冰季节变得更短。然而,由于oro-graphic影响风暴也失去了大部分水分在几百公里的海岸。因此,在格陵兰岛和南极冰盖的内部,bn随水分来源的距离(这也意味着它随海拔的升高)。例如,在南极洲累积利率通常是0.3 - -0.6 m a - 1(水当量)的四周大陆,但减少< 0.1 ma-1在南极(图3.9)(Giovinetto andZwally, 2000)。
因此,在冰盖的边缘,积累模式类似海上冰川而利润率和内部之间的模式反映了变化从海上到大陆的环境。
产犊的冰架
超过90%的冰损失从南极洲是通过崩解,大部分从冰架。块冰等发布的裂冰通常比从潮水冰川大得多。这可能是因为冰架是强大。他们冷温度和范围少crevassing会增加他们的力量。Reeh(1968)表明,在这种情况下冰山的宽度,测量正常冰解面,可能是与货架上的厚度。然而,许多冰山比这大得多。冰山B-15,脱离了罗斯冰架在南极洲2000年4月,测量37 -430 x 290公里,厚(威斯,2003)。流程生产这种规模的冰山仍知之甚少。
我们最近发现极地冰货架可以分解非常迅速。1600年39平方公里拉森冰架解体d 1995年,然后在2002年2月,只有41 d, 3250平方公里拉森B货架倒塌。看来,气候变暖导致广泛的货架表面raybet雷竞技最新融化。水渗透进裂缝,因为水的密度比冰,高压力的技巧生成裂隙(Weertman, 1973)。因此,显然裂缝传播通过货架,导致崩溃(Scambos et al ., 2000)。
定期在威斯康星阶冰期,崩解产生的舰队的冰山在北大西洋,粗砂,因为他们一起漂流。由此产生的砂层被哈特穆特•海因里希首次发现,现在承担他的名字(海因里希,1988)。这些尘封裂冰事件被广泛认为是与快速放电的冰通过哈得逊海峡和部分在哈德逊湾Laurentide冰盖崩溃。是否由支撑冰架的坍塌的拉布拉多海或完全是由于一种tidewater-glacier撤退是一种投机行为。
底部融化
洋流渗透下浮动冰架,咸水与淡水混合排水冰川下的冰盖的内部。冰架底部,融化或冷冻可以发生,根据混合物的温度和盐度,压力和温度梯度的基底冰。的确,可以发生在一个地方和冻结融化在另一个。在南极洲,底部融化冰架之下可能占高达20%的质量损失(表3.2)。
的影响大气环流模式在质量平衡
至少有两个空间尺度的相干性的变化冰川质量平衡模式。一方面,有全球气候变化等,导致重大进步的更新世冰和小冰河时期的小进步。这些都是著名的了解也少得可怜,除了地球轨道的变化,影响太阳辐射的时间和数量在高纬度地区似乎调制周期越长(海斯et al ., 1976)。
规模较小的天气有地区差异,可能会导致冰川只有几百公里之外的行为不同。让我们考虑一些这些对地区级的核变化的例子。
1960年代中期至1980年代末,海上的净余额在阿拉斯加冰川普遍的阶段与冰川加拿大西南部和邻近地区在美国。当冰川一个领域有一个相对好的,那些在其他通常有一个糟糕的一年(沃尔特斯和迈耶,1989;霍奇et al ., 1998)。沃尔特斯和迈耶发现,当大气低压区域,位于阿留申群岛,阿留申低压的(图3.10),是正常的在秋天和冬天,冬季风暴偏转到阿拉斯加,导致高余额。然而,当这种低不是通常是那么深,风暴轨迹保持进一步南部和在华盛顿和不列颠哥伦比亚省累积率很高。该模式在1980年代中期开始分解。此后,冬天平衡金刚狼和南级联冰川仍一直的阶段,但在消融大幅增加导致了负的净余额,所以净余额在阶段(霍奇et al ., 1998)。
夏天余额在北美西部同样受到夏季低沿着西海岸。当这个低相对较深,有相应的高在不列颠哥伦比亚,条件往往是炎热和干燥,导致夏天大负平衡。
Asynchroneity质量平衡也可以导致压力模式的规模。在冬天,小型低压扰动,被变化的高度500 mbar表面(表面
-
- 图3.10。北美西海岸的地图显示一些冰川的阿留申低压和地点有好的质量平衡的记录。(基于沃尔特斯和迈耶,1989,图1和图9)。
大气压力的500 mbar或大约一半在地球表面的压力),导致气旋风暴以逆时针方向的风。这样的风暴,与嵌入在大规模迁徙的扰动空气流,增加冬季平衡在不列颠哥伦比亚省前哨冰川。相反,频繁的高压干扰导致反气旋模式,因此伴随着风顺时针,抑制冬天积累,增加在夏天融化。相比之下,Peyto冰川,位于哨兵以东约500公里的冰川(图3.10),只有更大的扰动影响北太平洋长波模式有关。风暴从较小的扰动不穿透内陆(Yarnal, 1984)。
ENSO和年代际振荡
在更大的范围,我们开始发现刚刚描述的类型的模式与半球甚至全球模式。其中最重要的之一是厄尔尼诺-南方涛动,或ENSO。在“正常”的条件下风吹西赤道太平洋。这个驱动器向西表面流在海洋中,导致高度的增加在西太平洋的海面相对于秘鲁。这表面电流和产生的super-elevation推动一个向东返回当前在深度,导致上升流的冷水秘鲁。每隔2 - 6或7年,西风气流减弱,上升流是空气阻尼和海洋,因此从秘鲁变得温暖。这是一个厄尔尼诺现象。温暖的空气减少秘鲁和西太平洋之间的压力梯度,从而进一步削弱了西风气流。因此,一个地区的强降雨通常位于西太平洋向东转移。反过来,这转变位置ofthejet流,达到削弱了阿留申低压,导致风暴进入北美数百公里的正常入口点(Rasmussen, 1984)。最终,厄尔尼诺现象的条件削弱和正常甚至比正常略冷却器(拉尼娜)条件返回。
我们不知道如何启动的厄尔尼诺现象,但其后果是深远的,不仅影响冰川在太平洋西北沿岸但天气模式,在北美,甚至全球。即使在南极洲,积累一直高在南极洲西部的一些地区,有一个提示,这是降低在南极,在厄尔尼诺年(卡斯帕里et al ., 2004)。该模式在南极洲西部持续在二十世纪的大部分;一个低压电池Admundsen海转移顺时针在厄尔尼诺现象期间,这增加积累在南极洲西部和东部的下降在西部(Cullather et al ., 1996)。然而,这种模式似乎分解1990年之后。
虽然全球的效果,ENSO是由热带太平洋海气相互作用,内部和上覆气氛(霍顿et al ., 2001年,p . 454)。最近,我们已经意识到其他类似的大气和海洋的振荡。一个是太平洋年代际振荡或PDO。PDO的温暖阶段期间,在赤道东太平洋海面温度比正常有点温暖,在西北太平洋,他们明显的凉爽。PDO似乎有两个主要周期的研究,
15 - 25年,50 - 70年(曼图亚和野兔,2002)。冷暖阶段突然之间的转变:一个温暖阶段始于1977年,似乎已经在1998年结束。厄尔尼诺现象往往是加强PDO在温暖的阶段,并主持在冷却阶段(麦克斯韦尔,2002)。
另一个最近发现振荡发生在北大西洋。振荡在积极的阶段,有一种强烈的低压在格陵兰岛和冰岛南部地区冬季时,射流是更北的地方。北欧是因此比正常气候更温暖和湿润,而北非干燥机(NOAA, 2003)。这可能会影响在斯堪的纳维亚和阿尔卑斯山冰川质量平衡。库克et al。(1998)已经确定的北大西洋振荡周期的研究2、8、24日,70年。
仍然更广泛的范围内,温度和积累模式在南极洲上似乎反映过程大气的水平。对流层的变暖层的空气地球表面000和-11年之间,防止热量达到更高的平流层。因此,平流层冷却并变得密集,加强对南极下降。因此,当大陆的外围的温暖温暖的对流层,内部冷却从平流层,增加下降,相反。清凉的空气含有更少的水分,这导致了类似的振荡积累(p . Mayewski、个人通信,2003)。
显然,大气环流模式,我们刚刚开始了解导致质量平衡的地区差异在不同的空间和时间尺度。所需的数据库识别和研究这些环流模式正在迅速扩大,并将学到的冰川学家和气象学家开始扩展和利用它。特别有趣的是卓越的远程并置对比海洋和大气环流之间开始出现。然而,除此之外,是什么控制大气和海洋环流的变化的时间尺度上几十年几百年。
全球质量平衡
目前的问题是是否相当大的兴趣全球变暖负责足够的冰融化占全球海平面的上升。目前这个崛起的最佳估计介于1和2毫米a - 1(霍顿et al ., 2001年,p . 665)。因为任何估计的大规模冰川或冰盖的变化涉及到计算两个大量之间的细微差别,即总积累和总损失,不确定性大(表3.2)。事实上,即使是最好的数据我们还无法判断格陵兰岛和南极冰盖增长或萎缩。小冰川和冰帽的不确定性降低,然而,表明这些冰块的融化可能负责的海平面上升15%至25%。(事实上,阿伦特et al。(2002)估计,在1990年代末从阿拉斯加冰川质量损失仅是-96±35立方千米\超过表3.2中的估计山谷冰川和冰帽)。其他贡献海平面的海洋热膨胀(0.5±0.2毫米a - 1),融化ofpermafrost mma-l(0.025±0.025),沉积在海洋中(0.025±0.025毫米a - 1),和陆地存储在湖泊和地下水水库(-0.35±0.75毫米a - 1)。
格陵兰岛是模棱两可的,虽然质量平衡数据产生净平衡44±53 Gt - 1,模式是有启发性的。观测数据表明,内陆冰盖增长厚,至少在当地,温暖的空气内陆运输更多的水分。然而,它是沿着边缘变薄,温度的增加导致更多的融化(Krabill et al ., 2000;托马斯et al ., 2000)。正如前面提到的,这正是模式推断从格陵兰冰芯的结束新仙女木(小巷et al ., 1993)。
总结
在这一章里,我们讨论了积雪和冰与雪的变换。我们发现在极地环境中几乎没有任何融化,一年一度的物理和化学地层学层雪持续数千年,冰可以使用日期。
然后我们定义一些术语来讨论质量平衡,尤其是夏天,冬天,和净平衡,用微扰方法研究冬季平衡的影响,温度和辐射对净平衡。通过比较观察与计算值,这些参数的变化很明显,冰川大陆环境的净余额是敏感,主要是夏天的温度,而冰川在海事领域的平衡和冬夏温度敏感。差异产生的辐射平衡,主要是在云层中,可以在这两种环境中发挥作用。预算较低的梯度,因此极地冰川的更缓慢的行为与温带同行相比,主要是相关的短融冰季节在极地环境中。在冰原上,我们还指出,积累随距离的水分来源。
然后,我们讨论了崩解和底部融化在质量平衡的重要性,并发现潮水冰川崩解会导致撤退,在最好的情况下,只有弱与气候有关。raybet雷竞技最新冰盖、冰解是一个占主导地位的质量损失的过程。底部融化是一个重要的组成部分,在一些快速移动的山谷冰川质量平衡和冰架之下。
最后,我们发现,中间值和大规模的气候模式的变化,我们刚刚开始了解可能导致异步在冰川质量平衡模式只有几百公里。
继续阅读:再结晶
这篇文章有用吗?