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向前和向上运动

向前和向上运动

8月消融后表面,锋利的渠道和颗粒状的表面

向前向下运动和蠕变

8月消融后表面,锋利的渠道和颗粒状的表面

6月pre-ablation表面,光滑ridqes雪填满,光滑的升华surflce”

向前向下运动和蠕变

;纯白色泡沫冰

强烈的运动中

削弱,强烈的消融i /

肮脏的“黄色”冰崩裂的冰块¡夏天冬天的漂移流积累

;纯白色泡沫冰

强烈的运动中

削弱,强烈的消融i /

肮脏的“黄色”冰崩裂的冰块¡夏天冬天的漂移流积累

增加棱镜gf冰J雪堆增长停滞不前

图3.2的演变在Nunatarssuaq格陵兰冰原的边缘轮廓。浪蚀)形成的保证金和压倒一切的围裙。B)一个冰崖和相关流程在平衡阶段。C)变薄的冰崖期间负质量平衡。Goldthwait后(1971年)。

增加棱镜gf冰J雪堆增长停滞不前

图3.2的演变在Nunatarssuaq格陵兰冰原的边缘轮廓。浪蚀)形成的保证金和压倒一切的围裙。B)一个冰崖和相关流程在平衡阶段。C)变薄的冰崖期间负质量平衡。Goldthwait后(1971年)。

与冰川鼻连续,形成一个边际supraglacial增加到现在的冰缘。此外,碎片围裙可能形成飞机残骸暴露在剪切和挤压的冰脸。这种坡道流水下切和冰川喀斯特的发展,导致supraglacial的重新定位冰川内部的碎片埋在冰(图3.3)。冰川再前进涉及源地释放的边缘斜坡及其相关碎片,导致生产debris-rich、基底冰相(埃文斯,1989)。

最突出的碎片积累在sub-polar冰川末端是那些组成基底冰相。sub-polar冰川的热状况的能力是至关重要的乘火车和运输的碎片。Wet-based和床上的滑动区域可以侵蚀和运输材料对冰川边缘复冰冰,或者在一个变形层。Debris-rich基底冰然后产生的鼻子由于净冻硬,这一过程是由热量通过传导速度的损失超过提供地热(Weertman, 1961;哈伯德和夏普,1989)。冰川冰减速的冻结保证金sub-polar诱发压缩流,进而变稠,调节debris-rich基底冰。边际碎片,dry-calved冰块,埋在冰川冰/边缘斜坡和冲积层也可以携入的期间冰川推进通过这一过程称为围裙夹带(Goldthwait、1960、1961;胡克、1970、1973;肖,1977;Lorrain et al ., 1981;埃文斯,1989;埃文斯和英格兰,1992)。冰川内部的折叠和抽插可以加厚debris-rich基底冰(胡克,1973 b;Hudleston, 1976;Hambrey和穆勒,1978)。此外,debris-rich基底冰通常可以追溯到up-glacier长达0.5公里的地方捏,这表明在某些情况下,这个碎片的起源可能是由于冰川再前进和覆盖已存在的碛Neoglacial或小冰河期。 The resulting end products are the thick and complex debris-rich basal ice sequences that are observed at the margins of most sub-极地冰川(图3.4)。颞可变性在基底可能是热条件

图3.3的边际supraglacial坡道supraglacial碎片覆盖广泛,内心的大酒杯湾,埃尔斯米尔岛东部。

图3.4的悬崖边缘sub-polar冰川菲利普斯入口,埃尔斯米尔岛西北部,显示debris-rich基底冰相和围裙干产犊冰块和碎片。

意义重大,特别是在出口冰川变厚并占领低地地区基底冰压力融化点和冰融水是显而易见的(斯基德莫尔,1999)。因此,地貌特征可能反映了warm-based在某些沉积条件设置。这是证明了范Tatenhove Huybrechts(1996)通过他们的造型通过全新世西格陵兰岛冰原边缘。

继续阅读:冰川地质和地貌

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