Spowalniające się lodowe zrównywania kamieni: wolne przepływanie lodowatych szczątków

Anatomia lodowego zrównywania kamieni

Lodowe zrównywanie kamieni jest podstawowo masą szczątków kamiennej połączonych ze sobą przez lód, poruszającą się jako spójne, gęstościowe ciało pod wpływem mocy grawitacji. Znane są dwie szeroko rozpoznawane kategorie pochodzenia. Lodowate zrównywania kamieni pochodzenia talusowego zaczynają swoją historię jako typowe slope scree, akumulujące się na dole ściany kamiennej; o czasie, lód i ponowne zamrażanie w pustkach talusu tworzą gęste interstycjalne lodowce, co przekształca stos szczątków w złożenie lodowe-szczątki, które może następnie płynąć. Lodowe zrównywania kamieni pochodzenia glaciarniczego zaczynają swoją historię jako prawdziwe glacie, które stopniowo są zagrzebane pod kamykami i szczątkami, aż lód jądrowany jest izolowany pod grubym warstwą chroniącą, co pozwala na utrzymanie i dalsze płynięcie zziębłego glazurowanego jądra, nawet po tym, jak glatery wolne od szczątków na tej samej wysokości już całkowicie roztliły się. Niezależnie od pochodzenia, struktura wewnętrzna typowo składa się z aktywnej powierzchni warstwy szczątków kamieniowych nieziętnych i niezamrażonych o grubości około jeden do kilku metrów, podpierającej ją bogatą w lód warstwę zamrażoną, która naprawdę płynie, a często kończącej się na stromym krawędziowym grzbiecie nazywanym brzegiem lodowego zrównywania kamieni, gdzie szczątki są ciągle odkładane podczas naprzód postępu całego języka. Powierzchnia rzadko jest gładka: pionowe wzniesienia i bruzdy, ułożone jak skorupki akordowej gitary, rejestrują pulsuje poruszania się i są jednymi z najdiagnosticzniejszych wizualnych sygnałów, które geomorfologowie używają do rozpoznawania aktywnych lodowych zrównywania kamieni na samodzielnych obrazach powietrznych. Bruzdy pionowe mogą również formować się tam, gdzie płynięcie diverguje wokół przeszkód lub gdy glatery rozszerzają się lateralnie. Ponieważ jądro lodowe jest zwykle izolowane przez warstwę szczątków o niskim współczynniku termicznej przewodności, lodowe zrównywania kamieni mogą utrzymywać się w permafroście daleko poniżej wysokości, na której czysty lodowy glatery by przeżył, co sprawia, że są czujnymi, ale opóźnionymi wskaźnikami zmian klimatu górskiego.

Fizyka spowalniającego się zrównywania kamieni

Ruch lodowych zrównywania kamieni jest opisany tą samą podstawową rheologią co lodowe deszcze: pod ciągłym naciskiem, wielokristalowy lod deformuje się plastycznie zamiast elastycznie, zachowanie to opisane jest empiryczną prawem przepływu Glena, w którym prędkość deformacji skali się ze stopniem zastosowanego nacisku obrotowego, zwykle blisko trzech. W praktyce oznacza to, że im grubszy staje się mieszanka lodu i szczątków, lub tym bardziej nachylona jest ścieżka, tym większy nacisk podstawowy prowadzący do przepływu wzrasta, a prędkość spowalniającego się zrównywania rośnie nieproporcjonalnie szybko, nie liniowo. Jednak lodowe zrównywania kamieni rzadko są pureszowane; są one intensywnie wymieszane ze szczątkami kamienia, piżmo i powietrzem, co w ogólności sprawia, że skuteczna gęstość viscosji mieszanki lodu-szczątków jest wyższa, czyli stężona i wolniej przepływająca niż czysty lodowy deseniec pod równowartościowym naciskiem, choć dokładna zależność zależy silnie od proporcji objętościowej lodu do kamienia. Wynikający profil prędkości przez pionową sekcję zrównywania kamieni jest daleko od jednorodnego: deformacja skupia się w stosunkowo cienkim warstwie obrotowej blisko podstawy bogatej w lód jądro, często tylko kilka metrów grubości, gdzie większość kumulatywnego przesunięcia występuje, podczas gdy nadleżujący lodowy deseniec zamarznięty z szczytu pływa jako znacznie stężona, prawie twarda platna, podobnie jak przepływ w plugu u desenca. Na szczycie, wolne kamienie warstwy aktywnej, które nie są sklejone lodem, mogą się poruszać niezależnie od siebie poprzez readjustowanie grawitacyjne, upadki kamieni i niewielkie przesuwania, dodając drugą, mniej głęboką komponentę ruchu powierzchniowego nałożoną na dłuższy sygnał spowalniającego się zrównywania. Prędkości powierzchniowe pomiarowe na aktywnych alpinistycznych lodowych zrównywaniach kamieni za pomocą powtarzanych pomiarów GPS, fotogrametrii terenowej i interferometrii radaru satelitarnego zwykle wynoszą kilka centymetrów do kilku metrów na rok, a szybsze, bogatsze w lód, cieplejsze zrównywania kamieni zbliżają się lub czasami przekraczają dziesięć metrów na rok podczas okresów znacznego destabilizacji.

Zawartość lodu i temperatura jako kontrolery prędkości

Dwa związane z sobą parametry dominują w tym, jak szybko kamienisty lodowiec się porusza: zawartość voluemiczna lodu w jego jądrze oraz temperatura tego lodu w stosunku do punktu mrozowego ciśnienia. Zawartość lodu ma znaczenie, ponieważ bezpośrednio określa, ile z deformowalnej masy zachowuje się jak lepkie lodzie i ile jako twarda, skrzyżowana kamieni. Kamieniste lodowce o wysokiej zawartości lodu, często przekraczającej siedemdziesiąt lub osiemdziesiąt procent voluemicznie, deformują się łatwo pod wpływem ciężkości z powodu koncentrowanej deformaty w bogatej w lód matrycy, a nie muszą pracować na rzecz gęstej szkieletu kamieniowego. Kamieniste lodowce o niskiej zawartości lodu, gdzie kamienie są bezpośrednio w kontaktie graniasto-graniasto i lód zajmuje tylko pozostałe pory, są odpowiednio stężeniejsze i poruszają się wolniej dla tej samej nachylenia i grubości, ponieważ siła mechaniczna wynikająca z styku graniastych kamieni dodaje siłę oporu, której deformaty ladowe nie muszą przekroczyć. Temperatura sprawia jeszcze większy wpływ, ponieważ viskość lodu zależy silnie od temperatury: lód utrzymywany nawet stopni lub dwa poniżej punktu mrozowego ciśnienia, często nazywany lepkim czy podziemnym permafrostem, deformuje się znacznie łatwiej niż zimny lód utrzymywany kilka stopni poniżej zera, ponieważ gęstość filmów cieczą przechowującą się przed rozpuszczaniem się po stronie granic krystalicznych wzmacnia się szybko podczas zbliżania się do punktu mrozowego, efektywnie tłumi deformaty wewnętrzne. Ta związek z temperaturą jest dokładnie tym, dlaczego ciepłenie permafrostu górskiego stało się tak krytycznym problemem dla sieci monitorujących kamieniste lodowce na całym świecie: podczas gdy regionalna temperatura powietrza wzrosła, jądra lodowe, które były dawniej bezpiecznie kilka stopni poniżej zera, ciepłują ku zero, a nawet modyfikacja o małą ilość stopni (kilka dziesiątek) może spowodować znaczącą, czasami dramatyczną przyspieszenie prędkości deformacji powierzchniowej, co rzadko nie prowadzi do destabilizacji i szybkiego naprzód poruszania się kamienistej lodowca w stanie potencjalnie zagrożonego infrastrukturą i osiedlami dolin alpianowych.

Grubość zrównywania kamieni i efekty izolacji

Warstwa losowych, niezamarzniętych kamieni pokrywająca powierzchnię lodowego zrównywania odgrywa niewątpliwie silną i jakby paradoksalną rolę w kontrolowaniu przepływu. Ponieważ kamień ma niską przewodność ciepła w porównaniu do lodu lub gleby, a długowartościowe puste przestrzenie między kamieniami dodatkowo izolują materiał podlegający zmarnżeniu, gruba warstwa zrównywania pokrywająca powierzchnię działa jako bufor, który łagodzi sygnał sezonowy temperatury docierający do bogatej w lodzie jądro. Ten efekt izolacyjny wyjaśnia, dlaczego lodowe jądra zrównywania kamieni mogą przetrwać i pozostawać mżawce na wysokościach i pod warunkami klimatycznymi, w których lód nagojny na tym samym miejscu dawno już się roztopił; pokrywa zrównywania dosłownie chroni jądro lodowe przed ciepłem letnim, zjawisko opisane czasami jako lodowe jądro z pokrywającym go zrównywaniem jest klimatycznie bardziej odporne niż odsłonięty lód. Jednakże, ta izolacja jest sztyletem dwukrotnie ostrzonym dla stabilności, ponieważ taka sama efektywna buforizacja może opóźnić reakcję jądra lodowego na długoterminowe tendencje ciepłotwórcze, tak że zrównywanie kamieni może pokazać niewielkie zmiany powierzchni przez lata lub dekady nawet podczas gdy głębszy lód wolno się roztopuje, aż w końcu dojście sygnału ciepłotwórczego do jądra i osłabienie granicy obrotowej spowodują znacznie szybsze przemieszczanie się. Poza rolą termiczną, grubaść mechaniczna pokrywy zrównywania ma bezpośrednie znaczenie dla równania naprężenia pędzącego: grubszy warstwy kamieni nadstawia dodatkowy ciężar, co zwiększa naprężenie obrotowe podlegającego deformacji jądra lodowego, wszystko inne pozostając równe, co prowadzi do wzrostu prędkości pędzenia w sposób analogiczny do tego, jak grubszy lód lodowca przepływa szybciej niż cienki lód na tym samym nachyleniu. Zrównoważenie tych konkurujących efektów izolacyjnych i mechanicznych obciążenia grubości zrównywania jest jednym z bardziej niewyraźnych wyzwani dla modelowania reakcji zrównywania kamieni na ciepłotwórcze warunki klimatyczne, ponieważ gruba pokrywa zrównywania jednocześnie chroni jądro lodowe przed cieplarnianym roztopieniem atmosferycznym, podczas gdy dodaje naprężenie, które promuje szybsze przemieszczanie się.

Monitorowanie destabilizacji i zagrożenia związane z nią

W ostatnich dekadach badacze lodowatych zrównywania kamieni w górach dokonali dokumentacji rosnącej liczby rock glaciers przechodzących z regularnego, wolnego przepływu na periodyczne oznaczające się zwiększenie szybkości ruchu, fenomen zwany destabilizacją rock glacier. Destabilizowane rock glaciers mogą rozwijać powierzchniowe krypy podobne do kraków lodowych, zalewane wklęsłości i stromie fronty, które aktywnie spadają, a ich prędkość może wzrosnąć o rzęd wielokrotności w ciągu kilku lat, co jest zaznaczony w niektórych alpinistycznych przypadkach do dziesięciu lub dwudziestu metrów rocznie. Ta przyspieszona ruch to obecnie ogólnie przyjmowana odpowiedzialność za wzrost temperatury wewnętrznego lodu bliskiej punktu mrożenia ciśnienia, zwiększenie zawartości wody ciekłej w matrycy lodowo-pozostawionkowej wynikające z ulepszonej infiltracji wodnej na powierzchni, oraz skuteczną zmniejszona frictions podstawowa. Ponieważ rock glaciers często leżą bezpośrednio nad lub są siedliskiem górskim, obejmującym infrastrukturę alpinistyczną, taką jak wieże łyżwiarzy, ścieżki turystyczne i drogi, a w niektórych dolinach even settlementy na stałe, destabilizacja jest teraz traktowana jako prawdziwe zagrożenie geologiczne wymagające aktywnego monitorowania, nie tylko zainteresowanie naukowe. Techniki monitoringu rozszerzyły się znacząco, od tradycyjnych analitycznych pomiarów GPS różnicowych na oznaczonych kamieniach rocznie, przez powtarzające się fotogrametryę z powietrza i satelitarną, która śledzi przesunięcia cech powierzchniowe w kolejnych parach obrazów, aż po radar syntetycznej otworu interferometrycznego, który może wykryć ruchy na mm skalę bez potrzeby dostępu do pola. Międzynarodowe sieci monitoringu obejmują programy obserwacji lodowatych zrównywania kamieni koordynowane w Alpach Europy i innych szczytowych regionach, które rok po roku śledzą dziesiątki referencyjnych rock glaciers specjalnie do budowy długoterminowych rekordów prędkości, które mogą rozróżnić normalne fluktuacje sezonowe od prawdziwych trendów przyspieszonego ruchu spowodowanego klimatem. Te rekordy coraz częściej pokazują szeroką, choć nieuniversalną, modele wzrostu prędkości rock glaciers powiązane z regionalnym ciepłaniem, potwierdzając pogląd, że stopa ruchu rock glacier nie jest tylko interesującym tematem geomorfologii, ale prawdziwym, mierniczym proxy dla stanu termicznej lodowatych zrównywania kamieni niewidocznych w inny sposób.

Często zadawane pytania

Wypróbuj na żywo

Wszystko powyżej działa bezpośrednio w Twojej przeglądarce — otwórz Rock Glacier Creep: The Slow Flow of Ice-Cemented Talus i zmieniaj parametry podczas działania. Nic nie jest instalowane ani przesyłane na serwer, cały model działa w jednej karcie.