基底滑动
当前67.4.1.1形式化
Weertman (1957, 1964)基底滑动的两个离散过程:变形和提高复冰。
67.4.1.1.1增强变形
局部应力场内建立基底冰,因为它经过一个粗略的床上。本地增强stoss-face应力诱导增强的地方基底拖(tb),迫使冰在基岩变形小丘尤其迅速。与应变率乘以距离,速度尺度越大小丘给定形状的冰Ud变形率越大,屈服(线性流法)的关系形式
其中一个是小丘高度(或大小一般来说对于一个给定的形状)。
67.4.1.1.2复冰
复冰涉及融化和重新冻结周期压力依赖的结果冰的熔点。因此最有效的运作过程压力融化点。加强本地stoss-face压力降低冰点的冰,导致融化。融水从而产生沿着当地流动压力梯度的背风面肿块,局部压力降低,冻结温度的提高和水膜凝结。重新冻结释放潜热,向冰川面的脸穿过岩石,进行燃料进一步融化。由于这对热量的要求
图67.2模型响应的结果Tsanfleuron冰川75米上升联盟。当前测量冰川表面轮廓给出实线和稳态建模概要给出虚线:(a)多层流变学模型和(b)单层流变学模型。(在哈伯德et al。(2003)与国际冰河学协会的许可)。
沿着流线距离(米)
图67.2模型响应的结果Tsanfleuron冰川75米上升联盟。当前测量冰川表面轮廓给出实线和稳态建模概要给出虚线:(a)多层流变学模型和(b)单层流变学模型。(在哈伯德et al。(2003)与国际冰河学协会的许可)。
流,重新结冰滑动速度你是更大的小疙瘩,屈服
67.4.1.1.3基岩粗糙度的作用
增强的冰滑的变形主要是由压力控制在大型基岩违规和regela-tion发生最有效的小型基岩违规行为,一个中间,或控制,小丘大小可能被识别,介绍了最大的基底滑动阻力。在其他条件相同的情况下,它的优势是粗糙度元素的大小,决定了不同滑动速度在不同基质基石。利用这一点来最小化总结速度从增强变形和重新结冰使得总滑动速度Ut表达的基底拖结核病和粗糙度r,定义为小丘的比例大小山岗间距,收益率(n = 3)
进一步,r的值可能会偏重于控制的障碍大小和分析可能是精制迎合,例如,对于不同尺寸和间距的小丘考虑床粗糙度的频谱波形(例如奈,1970)。
67.4.1.1.4基底融水的角色
水的存在蛀牙的ice-bedr下界面增强了滑动速度通过分离冰从床上,增加剪切应力位置保持联系,和净down-glacier力上覆冰。尽管这些流程还没有正式合并滑动理论,最适用的关系表达了滑动速度Ut作为有效压力的逆函数N(定义为冰压力-基底水压力)
p和q的值可能是经验决定的。
67.4.1.2字段数据
研究关注的时期增强运动通常表明利率之间的正相关测量或推断基底运动和基底的水压力(威利斯,1995)。例如,在他们的开创性研究Iken &宾德谢德勒(1986)报道,同时记录表面速度和钻孔水压(基底水压代孕)从Findelengletscher,瑞士。当相互绘制这两个变量显示积极的非线性相关性(图。
60 180 140 100 20
钻孔水位低于表面(m)
图67.3测量水平速度之间的关系的一个表面的股份,在Findelengletscher钻孔水位,瑞士。(在宾德谢德勒Iken &(1986)与国际冰河学协会的许可)。
67.3)。简颂(1995)从Storglaciaren这些相似的数据相比,瑞典,这两个匹配
虽然乘数术语在原始方程是一个数量级不同。虽然这是类似于方程(7)上,同时现场数据也允许基底拖动项校准是罕见的。巴德的一个例外是一个实验室研究et al。(1979)产生的结果与方程(7)是一致的,表明p和q的值分别为3和1。基底的水压力,然而,在这些测试不能变化。
尽管通用底水压力和滑动速度之间的通信关系的具体细节尚不清楚。例如,峰值速度实际上可能发生在冰川下的水压力上升的时期(如看到Sugiyama本卷,68章)。这就提出了一个可能性,滑动速度变化以复杂的方式来响应的组合控制,包括基底水压力,(积极)的速度改变的压力,甚至ice-bed分离的程度。
基底滑动详细评估利率的手段之一是仪器冰川床通过访问提供的钻孔钻冰。恩格尔哈特et al。(1978)使用钻孔摄像机记录了微分ice-bed速度作为识别对象,如卵石,整个视野。最近,dragspools被用来记录高分辨率时间序列滑动(看到费舍尔&哈伯德,本卷76章)。布莱克et al。(1994)第一次使用这些仪器,记录一个基底滑动组件的< 70%的总表面速度Trapridge冰川,加拿大。然而,使用一个缺点dragspools是需要插入锚冰川下的材料,可以自己变形。
最后,大型薄冰下基底蛀牙形成的自然或人为的水电公司为研究人员提供直接访问基底界面。少量的实验表明,在这样的环境会发生滑动在低于冰点的温度(Cuffey et al ., 2000)和滑动可能涉及重要的冰滑的基石(科恩et al ., 2000;哈伯德,2002)。
67.4.2冰川下的沉积物变形
冰块的基底的运动也可以通过冰松散沉积物的变形,识别的重要性开始与博尔顿和同事的工作只有大约20年前。今天,冰川下的沉积物变形被认为是负责许多冰块的快速流动,关键是证据确凿的例子冰流冰期的海岸,南极洲。
当前67.4.2.1形式化
两种一般形式ofconstitutive关系已经先进的冰川下的沉积物。最广泛使用的模型是一个粘性逼近逆依赖有效压力,提出了博尔顿(1987)&欣德马什
这里,屈服强度(t0)是由库仑破坏准则定义
在C0沉积物凝聚力和内摩擦角是0。
最近,一些研究人员提出了一个高度非线性流变学对冰川下的沉积物,认为他们比流动变形接近塑性破坏。胡克et al。(1997),例如,这个流变学特征为e ~埃克
t > t0的值。常数k的值为10到60。
一个不太理解过程是耕作,碎屑从基底冰伸出到底层沉积物。虽然还没有纳入模型的影响icemass运动,Hooyer &艾弗森(2002 b)认为这种效应的基底压力由耕作碎屑。
-
- 图67.4排量的最初垂直分段杆侵5天。在冰川下的沉积物Breidamerkurjokull之下,冰岛。(在博尔顿(1987)&欣德马什的美国地球物理联盟许可。)
67.4.2.2字段数据
的首次直接记录沉积物变形被博尔顿和琼斯(1979)报道,博尔顿(1987)&欣德马什。本研究涉及安装垂直阵列变形挂钩通过的地板上挖一个洞在Breioamerkurjokull冰川下的隧道,冰岛。钉子留在那里约5天,在此期间当地冰面速度和沉积物孔隙水压力进行测量,然后re-excavated。在这段时期,冰川表面ca。0.42米,其中ca。90%是通过沉积物变形。出土的形状变形数组透露,这种运动是集中的0.5米内的沉积物层,这下面没有运动发生深度(图67.4)。实验数据表明,经验常数a和b在方程(9)值接近于1。
检查变形的沉积物层Breioamerkurjokull表示,地平线上' A '的特点是高孔隙度(一般> 55%),而底层的“B”,没有变形,孔隙度< 45%。这种基质结构兼容观察剩余的结构疏松的沉积物在其他冻结成冰的地形,提供一般支持粘性模型(例如哈特,1995 b)。
进一步的变形性质的直接证据冰川下的沉积物来自borehole-based仪器,包括沉积物采样、透度计,倾斜米和犁米(费舍尔&哈伯德中描述,这卷,76章)。这些研究通常表明沉积物变形率之间的积极关系和冰川下的水压力(如胡克et al ., 1997)。然而,关系可能是复杂的细节。例如,艾弗森et al .(1995)的研究在Storglaciaren,瑞典,表明,冰川基地可能从床上分离高冰川下的水压力。在这种情况下,沉积物变形可能会减少。此外,冰川下的沉积物从冰流检索B在实验室进行了测试,发现由Kamb很弱(1991);实际上,很可能这样冰流的基底沉积物产生很少的抑制影响的(如Tulaczyk et al ., 2000),他们只是偶尔基底突起(称为约束粘点)。沉积物黑色急流冰川之下,阿拉斯加,也没有与其畸形的粘性,但在这种情况下附近的一些米而不是深度层的上表面(Truffer et al ., 2000)。综合来看,这些研究以及实验室剪切测试艾弗森et al .(1997),支持一个高度非线性的应力-应变关系冰川下的沉积物。
许多山谷冰川可能既不完全bedrock-based也完全sediment-based。在这种情况下不可能歧视运动之间的glacier-wide规模和滑动的运动变形。另一方面,研究这样的冰川可能提供重要的信息控制常见的基底运动这两个组件。Borehole-based研究部高级的冰川d 'Arolla,例如,指向所发挥的关键作用的结构基础排水系统在控制冰川的整体动力学。最初,海港et al。(1997)指出,一个主要的冰川下的渠道开发类似的位置每到融化季节充当一个走廊的低基底牵引(滑区)。最近,冰川的三维速度测量的结果表明,这些事件产生挤压流冰位于上方这优惠排水轴(威利斯et al ., 2003)。与此相反,变形资料的标准轴的特点是幂函数(图67.5)。
这些变化在温带山谷冰川也有一个时间维度。Intra-annual速度变化明显,充满戏剧性的都被记录在夏季融冰季节相对于冬季(威利斯,1995)。今年夏天加速爆发是由于基底运动大量的冰川融水的床上。相反,冬季运动流场反映单靠冰变形。短暂的融冰季节早期的加速也被指出在一些温带(Gudmundsson Gudmundsson et al ., 2000年,2002年,其余的et al ., 2001)多种燃料的(宾厄姆et al ., 2003)山谷冰川。这些春季事件反映出的初始交付surface-generated融水基底排水系统不发达。最后,intradiurnal速度变化也被记录在几个夏季冰川融化季节,被更快的在下午和晚上一夜,早晨起来时(例如Gudmundsson et al ., 2000;Sugiyama本卷,68章)。
尽管人们普遍认为冰川下的沉积物变形只在压力有效的接口在哪里熔点(液态水削弱了沉积物),研究人员访问低于冰点的沉积床也报告增强和局部运动。Echelmeyer &王(1987),例如,增强变形和离散记录剪切sediment-rich基底冰内的平均温度是< 4°C。菲茨西蒙斯最近,et al .(1999)报告了类似的增强的运动和剪切休斯冰川的底部,南极洲。
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