Общая информация:
Граничные условия.
Граница раздела между ледяным потоком и океаном в значительной степени определяет скорость течения.
Шельфовые ледники представляют собой толстые слои льда, плавающие в море – могут стабилизировать ледники, которые их питают. Они, как правило, скапливаются на своих вершинах, могут испытывать таяние у основания и откладывать айсберги по периферии. Катастрофическое обрушение шельфового ледника Ларсена B в течение трех недель в феврале 2002 года привело к некоторым неожиданным наблюдениям. Ледники, которые питали ледяной покров (Крейн, Джорум, Грин, Гектория – см. Изображение), значительно увеличили скорость. Это не могло быть связано с сезонной изменчивостью, поскольку ледники, стекающие в остатки шельфового ледника (Фласк, Леппард), не ускорялись.
Шельфовые ледники оказывают доминирующее влияние в Антарктиде, но менее важны в Гренландии, где ледяной покров встречается с морем в фьордах. Здесь таяние является доминирующим процессом удаления льда, приводящим к преимущественной потере массы, происходящей к краям ледяного покрова, где айсберги откладываются во фьордах, а поверхностная талая вода стекает в океан.
Приливные эффекты также важны; влияние приливных колебаний в 1 м может ощущаться на расстоянии до 100 км от моря. Ежечасно всплески движения льда могут модулироваться приливной активностью. Во время больших весенних приливов ледяной поток будет оставаться почти неподвижным в течение нескольких часов, прежде чем произойдет прилив примерно на фут менее чем за час, сразу после пика прилива; затем наступает период неподвижности до следующего прилива ближе к середине или концу спада прилива. При приливах neap это взаимодействие менее выражено, без приливов волны происходили бы более хаотично, примерно каждые 12 часов.
Шельфовые ледники также чувствительны к базальному таянию. В Антарктиде это обусловлено теплом, подаваемым на шельф циркумполярным глубоководным течением, которое на 3 ° C выше точки таяния льда.
Помимо тепла, море также может обмениваться солью с океанами. Эффект скрытого тепла, возникающий в результате таяния льда или замерзания морской воды, также играет определенную роль. Эти эффекты, а также изменчивость снегопада и базового уровня моря в совокупности обусловливают ежегодную изменчивость толщины шельфового ледника примерно на 80 мм.
Долгосрочные изменения.
В длительных временных масштабах баланс массы ледяного покрова определяется количеством солнечного света, достигающего Земли. Это изменение солнечного света, достигающего Земли, или инсоляции, в течение геологического времени, в свою очередь, определяется углом наклона Земли к солнцу и формой земной орбиты, поскольку на нее воздействуют соседние планеты; эти изменения происходят в предсказуемых закономерностях, называемых циклами Миланковича. Циклы Миланковича доминируют в климате в ледниково–межледниковой шкале времени, но существуют различия в протяженности ледяного покрова, которые не связаны напрямую с инсоляцией.
Например, в течение, по крайней мере, последних 100 000 лет части ледяного щита, покрывающего большую часть Северной Америки, ледяного щита Лаврентиды, раскалывались, отправляя большие флотилии айсбергов в Северную Атлантику. Когда эти айсберги растаяли, они сбросили валуны и другие континентальные породы, которые они несли, оставив слои, известные как обломки ледяных сплавов. Эти так называемые события Генриха, названные в честь их первооткрывателя Хартмута Генриха, по-видимому, имеют периодичность в 7000-10000 лет и происходят в холодные периоды последнего межледниковья.
Наблюдаемые эффекты могут быть вызваны циклами "разгула-продувки" внутреннего ледяного покрова, когда лед накапливается до нестабильных уровней, а затем часть ледяного покрова разрушается. Внешние факторы также могут играть роль в формировании ледяных покровов. События Дансгаарда–Эшгера - это резкие потепления в северном полушарии, происходящие на протяжении, возможно, 40 лет. Хотя эти события D–O происходят непосредственно после каждого события Heinrich, они также происходят чаще – примерно каждые 1500 лет; исходя из этих данных, палеоклиматологи предполагают, что одни и те же воздействия могут приводить как к событиям Heinrich, так и к событиям D–O.
Асинхронность поведения ледяного покрова в масштабах всего полушария наблюдалась путем установления связи между кратковременными всплесками метана в кернах гренландского и антарктического льда. Во время событий Дансгаарда–Эшгера в северном полушарии значительно потеплело, что резко увеличило выброс метана из водно-болотных угодий, которые в ледниковый период были тундрой. Этот метан быстро распределяется равномерно по всему земному шару, встраиваясь в антарктический и гренландский лед. Благодаря этой связи палеоклиматологи смогли сказать, что ледяные щиты Гренландии начали прогреваться только после того, как антарктический ледяной щит прогревался в течение нескольких тысяч лет. Почему возникает такая закономерность, все еще остается предметом дискуссий.
Ледники:
Динамика стока.
Основную причину стока внутри ледников можно отнести к увеличению наклона поверхности, вызванному дисбалансом между величинами накопления и абляции. Этот дисбаланс увеличивает напряжение сдвига на леднике до тех пор, пока он не начнет стекать. Скорость течения и деформация будут увеличиваться по мере приближения к линии равновесия между этими двумя процессами, но на них также влияют наклон льда, толщина льда и температура.
Когда величина деформации пропорциональна прилагаемому напряжению, лед будет действовать как упругое твердое тело. Льда не будет течь, пока он не достиг толщины 30 метров (98 футов), но через 50 метров (164 футов), в небольших количествах стресс может привести к появлению большого количества напряжения, вызывающие деформации стать пластического течения , а не упругой. В этот момент ледник начнет деформироваться под собственным весом и растечется по ландшафту. Согласно закону течения Глена–Ная, взаимосвязь между напряжением и деформацией и, следовательно, скоростью внутреннего течения, может быть смоделирована следующим образом:
где:
Наименьшие скорости наблюдаются вблизи основания ледника и вдоль склонов долины, где трение действует против течения, вызывая наибольшую деформацию. Скорость увеличивается внутрь по направлению к центральной линии и вверх по мере уменьшения величины деформации. Наибольшие скорости течения наблюдаются у поверхности, представляя собой сумму скоростей всех нижележащих слоев.
Ледники также могут перемещаться за счет базального скольжения, когда основание ледника смазывается талой водой, позволяя леднику скользить по местности, на которой он расположен. Талая вода может образовываться в результате таяния под давлением, трения или геотермального нагрева. Чем изменчивее количество таяния на поверхности ледника, тем быстрее будет течь лед.
Верхние 50 метров ледника образуют зону разлома, где лед движется как единое целое. При движении ледника по неровной местности образуются трещины, которые могут проникать на всю глубину зоны разлома.
Подледниковые процессы.
Большинство важных процессов, управляющих движением ледников, происходят в зоне контакта ледяного покрова - даже несмотря на то, что его толщина составляет всего несколько метров. Ледники будут перемещаться путем скольжения, когда базовое напряжение сдвига упадет ниже сдвигового, возникающего в результате веса ледника.
τD = ρgh sin α где τD - движущее напряжение, а α - наклон поверхности льда в радианах.τB - базовое напряжение сдвига, зависящее от температуры и мягкости слоя.τF, напряжение сдвига, является наименьшим из τB и τD. Он управляет скоростью пластического течения, как показано на рисунке (вставка справа).
Для данного ледника двумя переменными являются τD, которая изменяется в зависимости от h, глубины залегания ледника, и τB, основного напряжения сдвига.
Базальное напряжение сдвига.
Базовое напряжение сдвига зависит от трех факторов: температуры слоя, шероховатости и мягкости.
Является ли слой твердым или мягким, зависит от пористости и порового давления; более высокая пористость уменьшает прочность осадка (таким образом, увеличивает напряжение сдвига τB). Если сила отложений упадет намного ниже τD, движение ледника будет компенсироваться движением в отложениях, в отличие от скольжения. Пористость может изменяться с помощью ряда методов.
- Движение вышележащего ледника может привести к расширению ложа; в результате изменения формы блоки реорганизуются. Это превращает плотно уложенные блоки (немного похожие на аккуратно сложенную, туго упакованную одежду в чемодане) в беспорядочную кучу (точно так же, как одежда никогда не помещается обратно, если ее бросать в беспорядке). Это увеличивает пористость. Если не добавлять воду, это обязательно приведет к снижению порового давления (поскольку поровые жидкости занимают больше места).
- Давление может вызвать уплотнение нижележащих отложений. Поскольку вода относительно несжимаема, это легче сделать, когда поровое пространство заполнено паром; для обеспечения сжатия необходимо удалить всю воду. В почвах это необратимый процесс.
- Разрушение осадочных пород в результате истирания и разрушения приводит к уменьшению размера частиц, что приводит к уменьшению порового пространства, хотя движение частиц может привести к разрушению осадочных пород с противоположным эффектом. Эти процессы также генерируют тепло, важность которого будет обсуждена позже.
Мягкий слой с высокой пористостью и низким давлением поровой жидкости позволяет леднику перемещаться за счет скольжения наносов: основание ледника может даже оставаться примерзшим к слою, где нижележащий осадок проскальзывает под ним, как тюбик зубной пасты. Твердый слой не может деформироваться таким образом; поэтому единственный способ перемещения ледников с твердым основанием - это базальное скольжение, при котором талая вода образуется между льдом и самим слоем.
Мягкость слоя может меняться в пространстве или времени и резко меняется от ледника к леднику. Важным фактором является лежащая в основе геология; скорости ледников, как правило, различаются сильнее при изменении коренных пород, чем при изменении уклона.
Давление жидкости (pw) может влиять не только на давление отложений, но и на трение между ледником и ложем. Высокое давление жидкости создает выталкивающую силу вверх по леднику, уменьшая трение у его основания. Давление жидкости сравнивается с давлением вскрышных пород льда, pi, заданным pgh. При быстром течении ледяных потоков эти два давления будут примерно равны, с эффективным давлением (pi - pw) равным 30 кПа; т. е. весь вес льда поддерживается нижележащей водой, и ледник остается на плаву.
Базальное таяние.
Ряд факторов может влиять на температуру слоя, которая тесно связана с базальной талой водой. Температура плавления воды снижается под давлением, что означает, что вода тает при более низкой температуре под более толстыми ледниками. Это действует как "двойной удар", потому что более толстые ледники имеют меньшую теплопроводность, а это означает, что базальная температура также, вероятно, будет выше.
Температура слоя имеет тенденцию изменяться циклическим образом. Холодный слой обладает высокой прочностью, что снижает скорость движения ледника. Это увеличивает скорость накопления, поскольку свежевыпавший снег не уносится. Следовательно, ледник утолщается с тремя последствиями: во-первых, слой лучше изолирован, что позволяет лучше удерживать геотермальное тепло. Во-вторых, повышенное давление может способствовать таянию. Самое главное, что увеличивается τD. Эти факторы в совокупности приведут к ускорению движения ледника. Поскольку трение увеличивается пропорционально квадрату скорости, более быстрое движение значительно увеличит нагрев от трения с последующим таянием, что вызывает положительную обратную связь, увеличивая скорость льда до еще более высокой скорости течения: известно, что ледники западной Антарктики развивают скорости до километра в год. В конечном итоге лед будет расти достаточно быстро, чтобы он начал истончаться, поскольку накопление не может идти в ногу с переносом. Это истончение увеличит потери проводящего тепла, замедляя ледник и вызывая замерзание. Это замерзание еще больше замедлит ледник, часто до тех пор, пока он не станет неподвижным, после чего цикл может начаться снова.
Надледниковые озера представляют собой еще один возможный источник жидкой воды к основанию ледников, поэтому они могут играть важную роль в ускорении движения ледников. Озера диаметром более ~300 м способны образовывать заполненные жидкостью трещины на границе раздела ледник-ложе. Когда образуются эти трещины, все содержимое озера (относительно теплое) может достичь основания ледника всего за 2-18 часов, смазывая дно и вызывая прилив. Вода, которая достигает дна ледника, может замерзнуть там, увеличивая толщину ледника, выталкивая его снизу вверх.
Наконец, шероховатость ложа может замедлять движение ледников. Шероховатость ложа является показателем того, сколько валунов и препятствий выступает из вышележащего льда. Лед обтекает эти препятствия, тая под высоким давлением на их подветренной стороне; образовавшаяся талая вода затем вытесняется в полость, возникающую на их подветренной стороне, где она повторно замерзает.
Течение по трубам и пластам.
Течение воды под поверхностью ледника может оказывать большое влияние на движение самого ледника. В подледниковых озерах содержится значительное количество воды, которая может быстро перемещаться: кубические километры могут переноситься между озерами в течение пары лет.
Считается, что это движение происходит в двух основных режимах: течение по трубам включает жидкую воду, движущуюся по трубообразным каналам, подобно подледниковой реке; течение по пласту включает движение воды тонким слоем. Переключение между двумя условиями течения может быть связано с поведением прилива. Действительно, потеря подледного водоснабжения была связана с прекращением движения льда в ледяном потоке Камб. Подледное движение воды выражается в рельефе поверхности ледяных щитов, которые опускаются в опустевшие подледниковые озера.
Эффекты:
Изменение климата.
Последствия текущего изменения климата для ледяных покровов трудно определить. Очевидно, что повышение температуры приводит к сокращению объемов льда во всем мире. (Из-за увеличения количества осадков масса частей антарктического ледяного щита в настоящее время может увеличиваться, но общий баланс массы неясен).
Повышение уровня моря приведет к снижению стабильности шельфовых ледников, которые играют ключевую роль в сокращении движения ледников. В настоящее время некоторые шельфовые ледники Антарктики истончаются на десятки метров в год, а разрушению шельфа Ларсена B предшествовало истончение всего на 1 метр в год. Кроме того, повышение температуры океана на 1 ° C может привести к таянию корней до 10 метров в год. Шельфовые ледники всегда стабильны при среднегодовых температурах -9 ° C, но никогда не стабильны выше -5 ° C; это предполагает региональное потепление на 1,5 ° C, предшествовавшее коллапсу Ларсена B, в контексте.
Повышение глобальной температуры воздуха занимает около 10 000 лет, чтобы непосредственно распространиться по льду, прежде чем оно повлияет на температуру дна, но может оказать влияние за счет увеличения поверхностного таяния, создавая больше надледниковых озер, которые могут питать теплой водой основания ледников и способствовать движению ледников. В районах с повышенным количеством осадков, таких как Антарктида, добавление массы увеличит скорость движения ледников, следовательно, оборот ледяного покрова. Наблюдения, хотя в настоящее время их объем ограничен, согласуются с этими прогнозами об увеличении скорости таяния льда как в Гренландии, так и в Антарктиде. Возможная положительная обратная связь может возникнуть в результате сокращения ледяных шапок, по крайней мере, в вулканически активной Исландии. Изостатическое восстановление может привести к усилению вулканической активности, вызывая базовое потепление – и, через выброс CO2, дальнейшее изменение климата.
Холодная талая вода обеспечивает охлаждение поверхностного слоя океана, действуя подобно крышке, а также воздействуя на более глубокие воды, увеличивая подповерхностное потепление океана и, таким образом, способствуя таянию льда.
Наши эксперименты с "чистой пресной водой" показывают, что крышка низкой плотности вызывает глубоководное океаническое потепление, особенно на глубинах линий заземления шельфового ледника, которые обеспечивают большую часть сдерживающей силы, ограничивающей сброс ледяного покрова.
Эрозия.
Поскольку лед может течь быстрее там, где он толще, скорость эрозии, вызванной ледниками, прямо пропорциональна толщине покрывающего его льда. Следовательно, доледниковые низменности будут углублены, а ранее существовавшая топография усилена ледниковым воздействием, в то время как нунатаки, которые выступают над ледниковыми щитами, практически не подвергаются эрозии - эрозия оценивается в 5 м за 1,2 миллиона лет.Это объясняет, например, глубокий профиль фьордов, глубина которых может достигать километра, поскольку лед топографически ориентирован в них. Расширение фьордов вглубь страны увеличивает скорость истончения ледяного покрова, поскольку они являются основными каналами для осушения ледяных щитов. Это также делает ледяные щиты более чувствительными к изменениям климата и океана.
