Повільне зсування скельозних льодовиків: Повільний рух льодяно-з’єднаного валуна

Анатомія скелястого льодовика

Скельний льодовик фундаментально є масивом каміння, зв’язаного разом з льодом, який рухається як цілісний, в’язкий об’єкт під дією сили тяжіння. Ідентифіковано два основні типи походження. Льодовики, що утворилися з накісника (talus-derived rock glaciers), починаються звичайних схилів, покритих накісником, які накопичуються біля основи скельної стінки; з часом танення снігу та повторне заморожування всередині порожнин розсипаного накісника створюють поширений міжпорожниковий лід, фактично перетворюючи купину каміння на композит з льоду та уламків, який потім може текти. Льодовики, що утворилися з льодовиків (glacier-derived rock glaciers), починаються як справжні льодовики, які поступово заховані під розвалами та уламками, поки ядро льоду не ізольоване під товстим захисним покривом, дозволяючи зануреному льоду продовжувати текти навіть після того, як безпосередньо над ним розташований льодовик зник би повністю через танення. Незалежно від походження, внутрішня структура зазвичай складається з активного верхнього шару розсипаних, не заморожених уламків завтовшки приблизно від одного до кількох метрів, що лежить під замерзлим ядром льоду, яке здійснює фактичний рух, і часто закінчується крутим переднім схилом, званим переднім краєм скельного льодовика, де уламки постійно відшаровуються, оскільки вся язика рухається вперед. Поверхня рідко гладка: поперечні пагорби та западини, розташовані як складки аккордеона, фіксують імпульси руху і є одним із найбільш виразних візуальних показників, які використовують геоморфологи для ідентифікації активного скельного льодовика за допомогою аерофотозйомки. Довгі западини також можуть утворюватися там, де потік розбігається навколо перешкод або де льодовик розповсюджується в сторони. Оскільки ядро льоду зазвичай ізольоване відшаркованим шаром з низькою теплопровідністю, скельні льодовики можуть витримувати первізм далеко нижче висоти, на якій витримав би чистий лід, роблячи їх чутливими, але запізнілими індикаторами гірського клімату.

Фізика В’язкого Зсуву

Рух скельцевих льодовиків регулюється тими ж фундаментальними реологічними властивостями, що й льодяний щит: під постійним напруженням полікристалічний лід деформується пластично, а не еластично, явище, яке емпірично описується законом Глена, в якому швидкість деформації масштабується з прикладеним зрізним напруженням, піднесеним до степеня приблизно 3. У практиці це означає, що коли суміш льоду та уламків стає густішою або кружляє схил, базове зрізне напруження, яке спричиняє рух, збільшується, а швидкість зсуву також зростає непропорційно швидко, нелінійно. Однак лід скельцевого льодовика рідко буває чистим; він значно змішаний із каменями, глиною та повітрям, що в цілому підвищує ефективну середню в’язкість суміші льоду та уламків, тобто робить її твердішою та повільнішою, ніж чистий лід щит, за однакових напружень, хоча точна залежність сильно залежить від об'ємного співвідношення льоду до каменів. У результаті профілі швидкості через вертикальний переріз скельцевого льодовика далекі від рівномірності: деформація зосереджена в відносно тонкому зсувному горизонті біля основи льодяної частини, іноді товщиною лише кілька метрів, де накопичується найбільше зміщення, тоді як над ним більша застигла суміш льоду та уламків майже нерухомо пливе, подібно до плавної течії в льодовику. На вершині вільні великі камені активного шару, які не зв’язані льодом, можуть деяко відхилятися незалежно завдяки гравітаційному перерозподілу, обвалам та невеликому ковзанню, додаючи другорядний, поверхневий компонент руху, який домінує над глибшим сигналом зсуву. Виміряні на активних альпійських скельцевих льодовиках повторні GPS-вимірювання, наземна фотограметрія та інтерферометрія з використанням супутників радіолокації зазвичай показують швидкості від кількох сантиметів до декількох метрів на рік, при цьому найшвидші, найбільш льодяні та теплі скельцеві льодовики досягають або перевищують 10 метрів на рік під час періодів значного дестабілювання.

Вплив вмісту льоду та температури на швидкість руху

Два ключові фактори визначають швидкість руху скельозного ледника: об’ємний вміст льоду в його ядрі та температура цього льоду відносно температури плавлення під тиском. Вміст льоду має значення, оскільки безпосередньо встановлює, наскільки велика частина деформуючої маси поводиться як пластичний лід, а не жорсткий, переплетений скелет з порід. Скельозні ледніки з високим вмістом льоду – іноді більше сімдесяти або вісімдесяти відсотків за об’ємом – легко деформуються під дією гравітації, оскільки деформація зосереджена в надмірному льодному масиві, а не навколо щільного скелетного каменю. Скельозні ледніки з нижчим вмістом льоду, де скибочки порід безпосередньо контактують між собою, а лід лише заповнює залишки порожнин, відповідно жорсткіші та рухаються повільніше для тих самих схилів і товщин, оскільки тертя між торкаючимися кластерів додає механічної міцності, яку не потрібно подолати чистому льоду. Температура здійснює ще більш драматичний контроль, оскільки в’язкість льоду сильно залежить від температури: лід, утримуваний на один або два градуси нижче температури плавлення під тиском – іноді називають теплим льодовиковим пермафростом – значно легше деформується, ніж холодний пермафрост, який утримують на багато градусів нижче заморожування, оскільки щільність попередньо розплавних плівок вздовж меж кристалів льоду збільшується різко, коли досягається температура плавлення, що ефективно змащує внутрішню деформацію. Ця чутливість до температури є причиною того, чому глобальне потепління пермафросту в горах стало надзвичайно актуальною проблемою для моніторингових мереж скельозних ледників у всьому світі: коли регіональні температури повітря зростають, льодяні ядра, які колись були безпечно на кілька градусів нижче заморожування, нагріваються до нуля, а навіть невелике підвищення на кілька десятків градусів може призвести до вимірювального, іноді драматичного прискорення швидкості поверхневого руху, що іноді змушує повільно рухатися скельозний ледник перейти в дестабілізований, швидко просувається стан, який загрожує інфраструктурі та поселенням у схилах в мешканських альпійських долинах.

Запаски уламків та їх ізолюючі ефекти

Шар розсипаних, неозржених уламків, що покриває поверхню скельоторовини, відіграє дивовижно потужну та частково парадоксальну роль у контролі руху. Оскільки скеля має низьку теплопровідність порівняно з льодом або ґрунтом, і оскільки грубі порти повітря між уламками ще більше ізолюють матеріал під ними, то товстий шар уламків діє як буфер, що пригнічує сезонний температурний сигнал, який досягає нижнього льодового шару. Цей ізолюючи ефект пояснює, чому скельоторовинний лід може вижити та залишатися замороженим на висотах і за кліматичних умов, де голий льодяний щит на тому ж місці вже повністю розтанув; покрив уламків по суті захищає льодовий шар від літнього тепла, явище, яке іноді описують як кліматично стійкий лід, вкритий уламками, ніж відкритий лід. Однак цей ізоляційний ефект є подвійним лезом для стабільності, оскільки той самий буферний ефект запізнює відповідь льодового шару на довгострокові тенденції потепління, щоб скельоторовина практично не змінювалася зовні протягом кількох років або десятиліть, навіть якщо глибший лід поступово нагрівається, лише для того, щоб потім відбулося порівняно різке прискорення швидкості зсуву після того, як сигнал потепління нарешті проник у ядро і пошкоджує межу тертя. Крім своєї теплової ролі, механічна товщина уламкового манти впливає безпосередньо на рівняння провідного напруження: тож товстіша верхня скельна шара збільшує вагу навантаження, що збільшує базовий тертя на деформуючий льодовий шар під ним, все інше залишається незмінним, схиляючись до збільшення швидкості зсуву таким чином, як і товщий льодяний потік швидше, ніж тонкий лід на тому ж ухилі. Збалансування цих конкуруючих теплових-ізолюючих та механічних навантажувальних ефектів товщини уламків є одним із більш тонких викликів при моделюванні відповіді скельоторовин до потепління, оскільки збільшення товщини уламкового покриву одночасно може захистити льодовий шар від атмосферного нагрівання, а також додає напругу, яка сприяє швидшому зсуву.

Моніторинг дестабілізації та наслідків небезпеки

За останні десятиліття дослідники гірського первісного льоду задокументували зростання кількості кам’яних глейдерів, які переходять від стабільного повільного зсуву до епізодів значно прискореного руху – явища, яке називається дестабілізація кам’яного глейдера. Дестабілізовані кам’яні глейдери можуть утворювати тріщини на поверхні, схожі на щілини, обвалені западини та круті передні краї, які активно відшаровуються, а їх швидкість може збільшитися вдесятикрат або навіть більше протягом лише кількох років. У деяких задокументованих альпійських випадках річна швидкість зсуву перевищує десять-двадцять метрів. Це прискорення зазвичай пояснюється комбінацією підвищення внутрішньої температури льоду, що наближається до граничної межі стисненого льоду, збільшення вмісту рідкої води в льодно-льоговистій матриці через підвищені поверхневі танення та зменшення ефективного базового тертя вздовж основного зсувного горизонту. Оскільки кам’яні глейдери часто розташовані безпосередньо над або біля альпійської інфраструктури, включаючи вежі лижних підйомників, пішохідні стежки, дороги та в деяких долинах – постійні поселення, дестабілізація тепер розглядається як законна геозагроза, що вимагає активного моніторингу замість того, щоб бути просто науковим інтересом. Методи моніторингу значно розширилися, від традиційних щорічних диференціальних GPS-оглядів позначених каменів до повторних аерофотозйомки та супутникової фотограмметрії, які відстежують зміщення поверхневих ознак у послідовності зображень, до інтерферометричної синтетичної надпровідної радіолокації (ІСНР), яка може виявляти рух ґрунту в міліметровому масштабі на великих територіях з космосу без потреби у польових дослідженнях. Міжнародні мережі моніторингу, включаючи програми спостереження за первісним льодом, скоординовані в рамках європейських Альп та інших гірських масивів, відстежують десятки кам’яних глейдерів щорічно, щоб створити довгострокові записи швидкості, які можуть розрізняти нормальні сезонні коливання від справжніх трендів прискорення, що зумовлені кліматом. Ці записи все більше показують широку, хоча й не універсальну, закономірність прискорення руху кам’яного глейдера, корельовану з регіональним потеплінням, що підтверджує думку, що швидкість зсуву кам’яного глейдера – це не просто цікава тема для геоморфології, а справді корисний, вимірюваний в полі показник теплового стану іншого непрохідного гірського первісного льоду.

Frequently asked questions

Спробуйте наживо

Усе, що вище, працює прямо у вашому браузері — відкрийте Rock Glacier Creep: The Slow Flow of Ice-Cemented Talus і змінюйте параметри під час роботи. Нічого не встановлюється, нічого не завантажується на сервер, уся модель живе в одній вкладці.