粘点

提出了“粘点”这个词来描述局部高基底内阻力的来源否则弱直到床(小巷,1993)。虽然他们代表一个非常合乎逻辑的理论建设和最有可能确实存在,粘点的物理性质和其确切作用在控制soft-bedded冰流运动并不受到观察。最好的限制空间分布和物理性质的粘点来自被动地震实验描述Anandakrishnan &宾利(1993)和Anandakrishnan &巷(1993)。Whillans et al。(1993)检查部位的应变率场Whillans冰流,但未能找到粘点的明确证据。恩格尔哈特和Kamb (Kamb, 2001)钻一个数组的四个钻孔地球物理数据显示在一个位置的存在粘的地方(鲁尼et al ., 1987),但发现冰川下的条件这些水井不区分不同于水井钻探揭示的其他部分相同的冰流。

尽管有限的成功直接调查的粘性,冰流速度数据的分析表明,床阻力有一定程度的空间不均匀性,至少在空间尺度上的时间比一个冰厚度(MacAyeal et al ., 1995;价格et al ., 2002;Joughin et al ., 2004)。然而,由于冰作为低通滤波器对基底,非均质性反演受到冰——表面速度数据不提供直接限制粘点,尺寸远小于冰层厚度。换句话说,直到床上充斥着这样的小粘点无法区分这些反演从统一到床上。

地域范围最为广泛的反转基底剪切应力冰期海岸地区被发现Joughin et al。(2004)。它是基于提出的冰流的垂直整合stress-balance方程MacAyeal (1989 a, b)。因此,它的收益率更现实的基底压力的定量估计当基底剪切应力的一小部分重力驱动压力、Td >结核病和内部冰变形可以忽略不计。然而,它提供了更可靠的结果,当不满足这个条件。反转Joughin et al。(2004)受到采用卫星冰面速度数据从1997年秋,在500的水平分辨率。这项工作的结果表明,在大多数的床下冰流树干基底剪切应力薄弱(ca。10 kpa或更少),但规模较小的地区(几十上百平方公里)的电阻升高(ca。100 kpa)确实存在。冰期的冰流,Whillans冰流最均匀,最弱的床上,而MacAyeal冰流拥有丰富和强大的粘性。此外,Joughin et al .(2004)的工作和价格et al .(2002)表明,基底电阻在冰流支流往往比冰流的树干下空间变量。

70.5颞可变性的冰流流

也许最重要的冰流流冰流的能力改变他们的速度,从而改变他们的贡献的冰盖质量平衡,在不同的时间尺度(如宾德谢德勒& Vornberger 1998;Tulaczyk Joughin & 2002)。这是戏剧性的说明了最近发现的stickslip行为在冰上平原Whillans冰流,这是固定在大多数时候,简而言之,移动潮触发喷在冰流速度相当于10 kmyr-1(宾德谢德勒et al ., 2003)。同样的冰流也经历了持续的平均速度慢下来,至少在1974年和1997年之间的时期,在减速利率达到ca。5在冰上myr-1平原(Joughin et al ., 2002)。如果这个过程继续下去,冰流在ca可能关闭。80年(Bougamont et al ., 2003 b)。冰流流变化的另一个重要例子是关闭Kamb冰流,发生ca。150年以前(Retzlaff &宾利,1993;史密斯et al .,

2002)。这一事件具有普遍意义,因为它将冰原的冰期海岸部门变成积极的质量平衡(Tulaczyk Joughin & 2002),造成冰膨胀的增长的融合两个支流的冰流(Joughin et al ., 1999;价格et al ., 2001),已经迫使重组区域冰流模式(康威et al ., 2002)。

观测表明,过去几百年没有过于反常,冰流的流量变化相比,所有过去的年(Jacobel et al ., 1996人,2000;Nereson &雷蒙德,1998;Fahnestock et al ., 2000;盖德et al ., 2000;Nereson et al ., 2001)。因此,内部冰流流程能够造成严重的冰流模式的变化和利率在时间当气候迫使是相对稳定的。raybet雷竞技最新最重要的问题,然而,是记录冰流流的变化是否一致的想法继续全新世南极西部冰盖崩溃或者是结束后的象征冰川退缩这个冰块(宾德谢德勒,1998;宾利,1999;康威et al ., 2002)。

Tulaczyk Joughin &(2002)推测,后者可能是这种情况,因为最后两个重大事件在冰期海岸地区参与的罢工Kamb冰流的放缓Whillans冰流。尽管如此,他们承认这些个人事件可能只是一个世纪振荡的一部分,最终将返回冰期海岸地区负质量平衡,使进一步的西南极冰原撤退。物理参数是全新世撤退的冰盖可能减少足够的冰流开始冰冷的床上,尤其是附近的接地线(Bougamont et al ., 2003 a, b;Tulaczyk Christoffersen & 2003 a, b)。这一命题被Parizek质疑et al。(2002年,

2003)利用流线模型推断有足够的冰川下的水在冰流冰期海岸保持床上润滑。虽然最终的争用Parizek et al .(2002、2003)可能是正确的,他们的流线模型忽略了重力能量的耗散在冰流横向剪切的利润率,从而高估了基底剪切加热和水生成。

现有的热力学模型冰流流演变表明,冰流的主要振荡流(开/关周期)超过数百年,应该持续几几千年或更多(MacAyeal, 1993;Marshall &克拉克,1998 a, b;佩恩、1998、1999;Tulaczyk et al ., 2000;Calov et al ., 2002;Bougamont et al ., 2003 a, b;Tulaczyk Christoffersen & 2003 a, b)。然而,这些模型没有或有限,提供冰川下的水动力学的控制冰动力学他们不把冰膨胀的行为,比如一个增长停止Kamb冰流。此外,与更现实的冰流物理模型往往只考虑单一的冰流,忽视了潜在的邻国冰流之间的相互作用(例如Bougamont et al ., 2003;Tulaczyk Christoffersen & 2003 a, b)。另一方面,冰盖模型表示冰流基本方式(Marshall &克拉克

1998 a, b;佩恩、1998、1999;Calov et al ., 2002)。由于这些原因,拒绝的假设还为时过早最近观察到的冰流速度的变化只是一个相对较短的一部分,世纪的波动,不会停止全新世极冰原的崩溃。

而理解一个系统的动态的交互冰流还难以实现,取得了重大进展的速度进化分析单个冰流(MacAyeal, 1993;Tulaczyk et al ., 2000;Joughin et al ., 2002;Bougamont et al ., 2003 a, b;Tulaczyk Christoffersen & 2003 a, b)。最感兴趣的是冰流速度的变化对社会相关几十到几百年的时间尺度。冰流的易感性不同的扰动可以通过时间导数雷蒙德(33)1996年,方程的解析方程中线冰流速度流入一个矩形通道。当表示为一个百分比的原始冰流速度、线性加速度响应独立和小扰动在冰流宽度,W,基底剪切应力,结核病和重力驱动压力、Td,可以通过相对简单的方程来表示:

W,结核病,Td表示小扰动的大小和n是流动规律的冰压力指数(这里假定等于3)。方程(1)和(1 c)只在一个信号不同,图70.2只包含两个面板,因为面板(B)说明了冰流速度的大小变化而变化驱动压力或基底剪切应力。图70.2的明确的信息是,压力扰动,如削弱或加强基底阻力,产生更大的影响在冰流速度比冰流宽度的变化。甚至相对较大的冰流扩大/缩小率100 myr-1(克拉克et al ., 2000;宾德谢德勒& Vornberger, 1998)将导致速度变化的0.1 - -1.0%,每年只有弱依赖初始宽度。然而,合理的扰动应力(ca。0.1 kpayr-1)会导致冰流速度改变数十,数百,甚至数千每年每分,特别是在最初的驱动压力和基底压力(Td-Tb)之间的区别很小(1 kpa的顺序或更少)。这么小的压力差异特征冰平原,在驱动压力只是少数几个kPa。因此,高流量变化的最近的观察Whillans接地冰线附近的冰流(宾德谢德勒et al ., 2003)与这个简单的模型一致。冰流速度变化的灵敏度高应力差是非常不幸的,因为困难制约基底剪切应力和量化其可能在冰川下的水流变化而演化/存储和其他营力。

B

图70.2冰流速度对冰流宽度变化的敏感性(A)和基底或驱动压力(B)基于方程(1 A - c)。冰流宽度的范围在(A)涵盖了支流(ca。20公里),冰平原(ca。100公里)和冰流树干之间(Joughin et al ., 1999;雷蒙德,2000;Tulaczyk et al ., 2000 b)。的应力差(B)被定义为驱动压力和基底电阻之间的区别。压力变化速率代表驱动压力或基底电阻的变化。冰加速度结果从驱动压力增加或减少基底阻力。速度变化绘制加速度的情况下每年每分钱(积极),但可以获得相当于宣布通过简单转换的迹象。速度变化等值线绘制在线性范围内(a)和(B)的对数刻度。

图70.2冰流速度对冰流宽度变化的敏感性(A)和基底或驱动压力(B)基于方程(1 A - c)。冰流宽度的范围在(A)涵盖了支流(ca。20公里),冰平原(ca。100公里)和冰流树干之间(Joughin et al ., 1999;雷蒙德,2000;Tulaczyk et al ., 2000 b)。的应力差(B)被定义为驱动压力和基底电阻之间的区别。压力变化速率代表驱动压力或基底电阻的变化。冰加速度结果从驱动压力增加或减少基底阻力。速度变化绘制加速度的情况下每年每分钱(积极),但可以获得相当于宣布通过简单转换的迹象。速度变化等值线绘制在线性范围内(a)和(B)的对数刻度。

70.6表示的冰盖的冰流模型

如果,因为它是假定在这里,冰流冰河学研究的最终目标是生产冰流的行为的定量模型,可用于预测未来的冰盖进化和重建过去的冰盖流,那么未来相当大的努力才能实现这一目标。目前,治疗数值的冰盖的冰流模型落后于我们对冰流的复杂性的理解物理。这是因为一些关键物理过程确定冰流速度及其变化发生在相对较短的空间尺度上并不能直接解决冰盖模型,主要是垂直整合和数万公里水平分辨率。

基于shallow-ice近似数值模型特别适合捕捉复杂的过程发生在和周围横向冰流的利润,因为他们力平衡方程忽略了非常条件在现实中产生边际利润率的剪切应力和应力转移床(范德维恩Whillans &, 2001)。正确捕获这些现象在一个数值的冰盖模型中,高阶,三维治疗(例如Pattyn, 2003)是必要的水平和垂直分辨率的100米,至少在横向和利润率。增加相当大的计算能力将需要实现这样一个决议在整个冰原鉴于现代冰盖模型ca。100000元素和元素的数量在一个合适的三维模型将ca。1000 - 100000年的大。尽管这些数字可能会让人感到畏惧,重要的是要注意,在计算机处理器技术进一步发展有可能增加一个处理器的计算能力在未来10年1000倍(摩尔,1965)。额外的技术进步,如网格计算,可能会增加廉价的可用性计算时间先进冰盖造型。此外,shallow-ice近似的效果远远超过的冰盖面积(Pattyn, 2003)和“智能”电网的发展,这将适用于三维治疗只在需要时(如横向剪切边缘),可以进一步减少所需的元素数量达到现实的冰流的代表。

除了增加空间分辨率和部署三维力平衡,造成冰盖模型需要考虑,冰川下的水的质量平衡的关键因素控制的分布和效率润滑使基底快速运动。冰川下的水是一个守恒量及其流动和存储可以治疗的冰盖模型(Johnson & Fastook, 2002)。滑动系数用于模拟基底运动区域的快速融化的床不能被任意常数,但必须耦合冰川下的水动力,即使的确切性质之间的关系冰速度,基底剪切应力和冰川下的水流/存储尚未确定。没有这样的参数化的冰盖模型将无法预测未来的现代冰川质量平衡和重建过去的冰原的行为,因为冰川下的水是控制速度的关键因素之一冰流率及其变化(例如Zwally et al ., 2002)。尽管剩下的挑战,冰流的研究观察到的快速进展在过去的几十年里为未来的发展提供了坚实的基础在这一重要领域的glaciologi-cal研究。

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