冰川冰的形成和特点
冰川冰是一个聚合的形状不规则,联锁单晶大小不一,从几毫米到几厘米。许多参与转换的过程是积雪冰川冰,他们前进的速度,取决于湿润温度。雪晶体在大气中是很小的六角板、针、明星、或其他复杂的形状。在沉积积雪这些错综复杂的形状通常是不稳定的,和分子倾向于蒸发夏普(高曲率)点的晶体和冰颗粒凝聚成凹陷。这导致一般的舍入的微小的冰颗粒,这样他们更紧密地合作。此外,风可能中断的点复杂的晶体,因此装得更紧。因此,积雪的密度通常随时间从最初的低价值50 - 250公斤每立方米(3 - 15磅每立方英尺)规模。的蒸发的过程和冷凝可能继续:触摸可能发展的脖子冰粒,连接它们为代价(烧结)和生长的其他部分冰颗粒,或个人小颗粒可以旋转以适应更紧密相连。这些过程进行更迅速地在熔点附近的温度慢慢地在寒冷的温度下,但他们都导致净致密化的积雪。另一方面,如果一个强大的存在温度梯度,水分子可能从谷物粮食,生产一系列错综复杂的晶体形状(称为深度灰白色)的密度降低。如果存在液态水,多次变化更快,因为粮食四肢的冰雪融化和重新冻结在其他地方,表面张力的压缩力,重新冻结压力融化(监管),水的冰点颗粒之间。
这封严雪收益更慢后密度达到500 - 600千克每立方米37磅/立方英尺(31),和许多上述过程变得越来越有效。再结晶压力引起的上覆雪的重量成为主导,和颗粒形状和大小的改变,以减少他们的压力。这种变化通常意味着大型或积极面向谷物生长牺牲别人。由于压力冰川流可能会导致进一步的再结晶。这些过程导致的密度的增加质量和平均晶粒的大小。
当骨料的密度达到830到840千克每立方米(51.8到52.4磅/立方英尺),颗粒之间的空气空间封锁,液体的材料变得不透水。要关闭的时间毛孔是至关重要的从冰核中提取气候史的信息。raybet雷竞技最新随着时间的推移和应用程序的压力,密度增加进一步的压缩空气泡沫,在很深的地方,空气吸收冰晶体晶格,和冰变得清晰。很少在高山冰川密度超过每立方米900公斤(56磅每立方英尺),但在冰原的深处纯冰的密度可能方法(917千克每立方米(57磅每立方英尺)在0°C {32 t}和大气压力)。
雪融化,度过了一个赛季被称为粒雪(或粒雪);它的密度通常大于500千克每立方米(31磅每立方英尺)在温带地区,但可以低至300千克每立方米(19磅每立方英尺)在极地地区。的渗透率变化密度每立方米约840公斤(52磅每立方英尺)标志着从积雪过渡到冰川冰。转换只需要三到四年,不到10米(33英尺)的葬礼在华盛顿州的温暖、潮湿的环境在北美,但高南极高原上的相同的过程需要几千年,埋藏深度约150米(约500英尺)。
质量平衡
冰川是滋养主要由降雪,他们主要是浪费了冰山的融化和径流或断裂(崩解)。为了使冰川保持在一个常数大小,必须有一个收入(积累)和支出之间的平衡(切除)。如果这个质量平衡是积极的(获得超过损失),冰川将会增长;如果是负数,冰川将会减少。
积累是指所有进程造成大规模冰川。降雪是主要的,但额外的贡献可能由白霜(直接从水蒸气凝结的冰),霜(冻结过冷却水滴的表面),冰雹、雨或融水的冻结,或附近斜坡上积雪的雪崩。消融是指所有进程,消除大规模冰川。在温带地区,通常在表面融化主导。融化的底部通常是非常轻微的(每年1厘米(0.4英寸)或更少)。产犊通常是最重要的过程大冰川在极地地区和一些温带冰川。蒸发和损失由冰雪崩是重要的在某些特殊环境中;浮冰融化从下面可能会失去质量。
因为积累的过程,消融,雪,冰的变换进行不同,取决于温度和液态水的存在与否,这是惯例对冰川的热状态进行分类。一个极地冰川被定义为一个在它的质量对整个冻结温度以下;近极的(或多种燃料的)冰川包含冰冻结温度以下,除了表面的融化在夏季和温带冰的基底层;和温带冰川在融化温度在它的质量,但是表面冻结发生在冬天。一个极性或副极地冰川可能会冻结其床(cold-based),或者它可能是在床上的熔化温度(warm-based)。
另一个分类区分表面区域,或相地区的冰川。在干雪区没有表面的融化时,即使在夏天;渗流区的一些表面的融化可能会发生,但融水凝结在浅深度;在浸泡区足够的融化和重新冻结发生提高整个冬天积雪层熔化温度,允许径流;在叠加-冰带refrozen融水底部的积雪(重叠冰)形成一个连续层暴露在地表的上覆雪的损失。这些区域都是积累的部分地区,质量平衡总是正的。superimposed-ice区是以下消融区,年度亏损超过获得的降雪。积累和消融区域之间的边界被称为平衡线。
表面质量平衡的价值在任何时候在冰川可以测量通过股权,雪坑,或核心。这些值在平均点可以在整个冰川整整一年了。结果是净或年度质量平衡。正值表示增长,负价值下降。
热量或能量Baiance
冰川质量平衡和温度变化的确定部分热能收到或丢失到外部环境交换发生在上表面几乎完全。热量是收到短波长太阳辐射、长波辐射云或水蒸气,从热空气湍流传输,从温暖的下层向上传导,释放热量露水凝结的白霜或冻结的液态水。即将离任的长波辐射热量损失;寒冷的空气湍流传输;所需的热蒸发、升华或融化的冰;和向下传导层。
在温带地区,太阳辐射通常是最大的热源(尽管大部分的入射辐射反射在雪的表面),而且大部分的热损失去冰的融化。这是错误的认为雪或冰融化空气温度直接相关;这是风结构,表面附近的湍流漩涡,决定了大多数传热的大气中。在极地地区,获得热量主要来自太阳辐射,输了即将离任的长波辐射,但从低导热层湍流热量的传递,或从空气中也涉及到。
冰川流
聚集区的质量平衡每年都是正的。这里的冰川将变得更厚和厚要不是补偿流冰离开该地区。这个流供应质量消融区,冰不断损失的补偿。
冰川流是一个简单的冰的重量和蠕变特性的结果。受到剪切应力随着时间的推移,冰将进行蠕变或塑性变形。塑性变形的速率恒定的剪切应力下最初高但蜡烛一个稳定值。如果这个稳定值,剪切应变率,策划反对压力对许多不同的外加应力值,则会导致曲面图。曲线说明了所谓的流冰法律或本构定律:剪切应变率大约是正比于剪切应力的多维数据集。通常被称为格伦流法冰川学家,这个本构定律是流动的所有分析的基础冰盖和冰川。
因为冰往往建立在冰川积累区,地面坡度向消融区。这个斜率和冰的重量产生剪切应力在整个质量。在一个如此简单的几何,剪切应力可以由以下公式给出:
其中t是剪切应力,p的冰的密度、h冰层厚度和表面的斜率。每个元素的冰变形根据剪切应力的大小,由(4),由格伦流速率法,在81页。通过添加,或整合,每个元素的剪切变形在整个冰川厚度、速度剖面可以生产。它可以被赋予数值表达式为:
你在哪里造成的表面速度内部变形和k1常数包括冰属性和几何。在这个简单的例子中,速度是大约比例的四次方的深度(h4)。因此,如果冰川的厚度只有轻微改变净质量平衡的变化,将会有大流量的变化。
冰川在融化温度的底部也会滑在了床上。两种机制在粗略的床操作允许滑动。首先,小凸起在床上造成应力集中冰,塑性流动的增加,冰流状突起。第二,上游侧的冰状突起是承受更高的压力,降低了熔化温度和冰融化导致一些;在下游端反过来是真的,和融水冻结。这一过程,称为复冰由速率控制热量可以通过疙瘩。第一个过程是最有效率的大旋钮,第二个过程是最有效率的小疙瘩。这两个进程一起产生床上滑动。水腔可能在李的基岩旋钮,形成更为复杂的过程。此外,研究表明,滑动基底水压或不同数量的变化。尽管冰川滑动在基岩的过程是理解一般地,没有几个详细的理论已经被野外观测证实。很大程度上解决这个问题。
常用的公式计算滑动速度是:
k ^罪u2底部的滑动速度,π和pa是冰压力和水压力的底部的冰,和k2是另一个常数涉及测量粗糙度的床上。冰川的总流因此可以由方程(5)和(6),但和u2。总金额将是一个近似,因为公式忽略纵向速度和厚度的变化和其他复杂的影响,但它已被证明是有用的在分析情况下从小型高山冰川巨大的冰原。
其他的研究表明,许多冰川和冰盖不滑床,但“骑”在一个刚性变形层水沉积物。这种现象是很难分析,因为沉积物层变厚或薄,因此它的属性可能会改变,这取决于变形的历史。事实上,这个过程可能会导致一个不稳,几乎混乱,行为随着时间的推移。一些冰流在南极洲西部似乎表现出这种不稳定的行为。
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