Ледяной поток - Ice stream

Эти анимации показывают движение льда в Антарктиде.
Карта скоростей Антарктиды. Можно увидеть ледяные потоки с возрастающей скоростью (сине-желто-белые), движущиеся к берегу.[1]
Радарсат изображение ледяных потоков, впадающих в Шельфовый ледник Фильхнера-Ронне.

An ледяной поток это регион быстро движущийся лед в пределах ледяной покров. Это тип ледник, ледяное тело, которое движется под собственным весом.[2] Они могут перемещаться вверх на 1000 метров (3300 футов) в год и могут достигать 50 километров (31 мили) в ширину и сотни километров в длину.[3] Они, как правило, имеют глубину около 2 км (1,2 мили) в самом толстом месте и составляют большую часть льда, покидающего пласт. В Антарктиде на ледяные потоки приходится примерно 90% потери массы листа в год и примерно 50% потери массы в Гренландии.[3]

Силы сдвига вызывают деформацию и рекристаллизацию, которые приводят в движение, это движение затем вызывает образование трещин после того, как весь материал в ледяном щите был выпущен.[3] Осадок также играет важную роль в скорости потока: чем мягче и легче деформируется осадок, тем легче становится скорость потока выше. Большинство ледяных потоков содержат на дне слой воды, который смазывает поток и увеличивает скорость.[4]

Механика

Ледяные потоки обычно встречаются в областях с низким рельефом, окруженных более медленно движущимися ледяными щитами с более высоким рельефом. Низкая топография возникает в результате различных факторов, наиболее заметным из которых является то, что вода накапливается в местах впадин. По мере того, как вода накапливается, ее присутствие увеличивает базальное скольжение и, следовательно, скорость, что вызывает увеличение разряда листа.[3] Еще один фактор, вызывающий появление ледяных потоков в низинах, заключается в том, что более толстый лед приводит к большей скорости. Чем толще поток льда, тем больше движущее напряжение в слое и, следовательно, больше скорость. Помимо движущей нагрузки, ледяные потоки имеют лучшую изоляцию по мере увеличения толщины льда, поскольку они лучше удерживают более высокие температуры, они могут увеличить скорость деформации, а также базальное скольжение.[3]

Помимо толщины, воды и напряжений, отложения и коренные породы играют ключевую роль в скорости истощения ледяных потоков. Если нижележащий осадок слишком пористый и насыщенный, он не сможет выдержать касательное напряжение ледяного потока. Лучшим типом отложений для увеличения скорости дренажа является мягкий деформируемый осадок, который позволяет потоку льда течь по смеси наносов и почвы, поддерживая при этом напряжение сдвига.[3] Если подстилающая поверхность является скальной породой, а не отложениями, скорость уменьшится. Коренная порода замедляет ледяной поток, надрезая и деформируя его. Скорость потока ледяного потока не совсем постоянна, но в коротком временном масштабе она может рассматриваться как таковая, в больших масштабах, однако она варьируется в зависимости от того, как условия толщины, температуры, накопления воды, напряжений и основной материал изменился.[2]

Антарктида

Смотрите также: Список антарктических ледяных потоков

В Антарктический ледяной щит сливается в море несколькими ледяными потоками. Самый большой в Восточная Антарктида является Ледник Ламберта. В Западная Антарктида большой Pine Island и Thwaites Ледники в настоящее время наиболее неуравновешены, с общей чистой потерей массы 85. гигатонны (84 млрд длинных тонн; 94 млрд коротких тонн) в год, измеренный в 2006 году.[5]

Антарктида имеет множество ледяных потоков, которые несут в море миллиарды тонн льда в год. Сосновый остров и Thwaites водотоки имеют самый высокий чистый сток в Западной Антарктиде, в то время как Ледник Ламберта ведет путь в Восточная Антарктида.[6] Скорость, с которой антарктический ледяной щит теряет массу, увеличивается.[7] и прошлое и продолжающееся ускорение ледяных потоков и выходных ледников считается значительной, если не главной причиной этого недавнего дисбаланса.[5] Ледяные потоки имеют серьезные последствия для повышение уровня моря поскольку через них теряется 90% массы льда Антарктиды.[2]

В то время как Восточная Антарктида в целом стабильна, потеря льда в Западная Антарктида выросла на 59% за последние 10 лет и на 140% за Антарктический полуостров.[2] Бюджет массы ледяного покрова контролируется изменениями в динамике ледяного потока, а не исключительно балансом поверхностной массы снегопада и разгрузки.[6] Геоморфические особенности, такие как батиметрические впадины, указывают, где палео-ледяные потоки в Антарктиде простирались во время Последнего ледникового максимума (LGM).[8] Анализ форм рельефа палеоледных потоков выявил значительную асинхронность в историях отступления отдельных ледяных потоков.[8] Это подчеркивает важность внутренних факторов, таких как характеристики пласта, уклон и водосборный бассейн размер.[8]

Гренландия

Ледяные потоки, истощающие Ледяной покров Гренландии в море включать Ледник Хельхейм, Якобсхавн Исбро и Ледник Кангердлугссуак. При значительно большем таянии поверхности только 50% массы льда теряется через ледяные потоки в Гренландии, но они по-прежнему являются одним из основных способов потери льда.[2] Ледяной поток на северо-востоке Гренландии протяженностью 600 км (370 миль) истощает примерно 12% всего ледникового покрова через три выходных ледника.[9]

Ледяной поток на северо-востоке Гренландии ведет себя аналогично Росс ледяные потоки Западной Антарктиды с быстрым течением и слабым руслом с низкими движущими нагрузками.[10] Базальный напряжение сдвига уравновешивает стресс от движения на несколько сотен километров в центре ледяного потока.[10] Далее вверх по течению возникновение ледяного потока (установленное на основе данных о скорости) вызвано слабым дном.[10]

Малые ручьи

Ледяные потоки также могут возникать на ледяных полях, которые значительно меньше ледяных щитов Антарктики и Гренландии.[11] в Патагонский регион южного Южная Америка Есть три основных ледяных поля - ледяное поле Северной Патагонии, ледяное поле Южной Патагонии и ледяное поле Кордильеры Дарвина, на всех которых видны ледяные потоки.[11]

Ледяные потоки также важны для динамики ледяного покрова ледяных полей Исландии.[12] В Исландии области с сетчатыми гребнями, ребристыми морены, и зоны магистрального течения продемонстрировали отсутствие контроля над направлением и величиной ледяных потоков.[12]

Геоморфология

Ледяные потоки оказывают различное морфологическое воздействие на окружающее явление. Наиболее очевидным из них является образование крупных трещин и долин после того, как ледяной поток полностью слился с самого ледяного покрова. Трещины образуются в результате ледниковой эрозии, когда поток прорезает нижележащий материал, размывая его и выталкивая отложения в воду под ледяным потоком и через дренажную систему. Эти низкие топографические области могут иметь глубину до нескольких километров и до сотен километров в длину.[2] Образовавшиеся низкие области действуют как новая дренажная система для ледяного покрова, поскольку она позволяет перемещению материала через топографический низин, чтобы увеличиваться, поскольку поток покинул ледяной покров.[3]

Другая проблема возникает из-за разгрузки листа через ледяные потоки, то есть устойчивости ледяного покрова. По мере того, как ледяной поток движется, он действует, дестабилизируя окружающий слой, который в конечном итоге разрушается в больших временных масштабах в процессе потери массы. Подобно тому, что было бы обнаружено в Помимо этого обрушения, ледяные потоки также повышают глобальный уровень моря.[13] Поскольку ледяные потоки стекают в окружающий океан, это не только увеличивает уровень моря из-за смещения ледяного стока, но также из-за увеличения объемного содержания самих океанов, однако это почти незначительно.[13] Когда ледяные потоки схлопываются, давление, которое они оказывают на окружающие объекты, такие как ледники, уходит, позволяя леднику, который впадает в море, ускоряться и разряжаться быстрее, повышая уровень моря.[13] Это повышение уровня моря влияет как на топографию, так и на батиметрию в регионах, непосредственно затронутых рассматриваемым ледяным потоком. В результате этого повышения уровня моря, пусть медленного и почти минутного в коротких масштабах, но большого в длинных, ландшафт изменится. Повышение уровня моря приведет к выветриванию окружающего полотна и вызовет эрозию и деформацию самого полотна, тем самым изменив ландшафт и морфологию.

Рекомендации

  1. ^ Bamber J.L .; Vaughan D.G .; Джоуин И. (2000). «Широко распространенный сложный поток в недрах Антарктического ледового щита». Наука. 287 (5456): 1248–1250. Bibcode:2000Sci ... 287.1248B. Дои:10.1126 / science.287.5456.1248. PMID  10678828.
  2. ^ а б c d е ж Стоукс, Крис Р. (2018). «Геоморфология под ледяными потоками: переход от формы к процессу». Процессы земной поверхности и формы рельефа. 43 (1): 85–123. Дои:10.1002 / esp.4259. ISSN  1096-9837.
  3. ^ а б c d е ж грамм Дэвис, Бетан. «Ледяные потоки». AntarcticGlaciers.org. Получено 2020-11-25.
  4. ^ Кирке-Смит, Т. М; Katz, R.F; Фаулер, A.C (2014-01-08). «Подледниковая гидрология и образование ледяных потоков». Ход работы. Математические, физические и инженерные науки / Королевское общество. 470 (2161). Дои:10.1098 / rspa.2013.0494. ISSN  1364-5021. ЧВК  3857858. PMID  24399921.
  5. ^ а б Rignot, E .; Bamber, J. L .; Van Den Broeke, M. R .; Дэвис, С .; Li, Y .; Van De Berg, W. J .; Ван Мейджгаард, Э. (2008). «Недавняя потеря массы льда в Антарктике в результате радиолокационной интерферометрии и моделирования регионального климата». Природа Геонауки. 1 (2): 106. Bibcode:2008NatGe ... 1..106R. Дои:10.1038 / ngeo102.
  6. ^ а б «Ворота исследования».
  7. ^ https://science.sciencemag.org/content/367/6484/1321
  8. ^ а б c Ливингстон, Стивен Дж .; Ó Кофай, Колм; Стоукс, Крис Р .; Хилленбранд, Клаус-Дитер; Виели, Андреас; Джеймисон, Стюарт С. Р. (01.02.2012). «Антарктические палео-ледовые потоки». Обзоры наук о Земле. 111 (1): 90–128. Дои:10.1016 / j.earscirev.2011.10.003. ISSN  0012-8252.
  9. ^ Ларсен, Николай К .; Леви, Лаура Б .; Карлсон, Андерс Э .; Buizert, Christo; Олсен, Джеспер; Странк, Астрид; Bjørk, Anders A .; Сков, Даниэль С. (2018-05-14). «Нестабильность ледникового потока на северо-востоке Гренландии за последние 45 000 лет». Nature Communications. 9 (1): 1872. Дои:10.1038 / s41467-018-04312-7. ISSN  2041-1723.
  10. ^ а б c Джоуин, Ян; Фанесток, Марк; Макайил, Дуг; Бамбер, Джонатан Л .; Гогинени, Прасад (2001). «Наблюдение и анализ течения льда в крупнейшем ледяном потоке Гренландии». Журнал геофизических исследований: атмосферы. 106 (D24): 34021–34034. Дои:10.1029 / 2001JD900087. ISSN  2156-2202.
  11. ^ а б Бендл, Джейкоб. «Патагонские ледяные поля сегодня». AntarcticGlaciers.org. Получено 2020-11-22.
  12. ^ а б «Геологический факультет Лундского университета».
  13. ^ а б c «Краткие сведения о ледяных шельфах | Национальный центр данных по снегу и льду». nsidc.org. Получено 2020-11-25.

дальнейшее чтение