![]() |
![]() |
||
![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() |
8.3. Профили температуры в ледниковых массах8.3.1. Влияние нагревания за счет трения на температурный профиль. Температура θ на глубине z в массе ледника толщиной Н в отсутствие аккумуляции или движения определяется температурой на поверхности θп. и температурным градиентом в базисном слое γб = γг (геотермальный теплопоток) ![]() (8)
При горизонтальном движении в зависимости от сдвигового напряжения τxz и скорости деформации εxz тепло выделяется в результате рассеяния энергии ![]() (9) Поскольку скорость деформации зависит от температуры, т. е. ![]() (10) то рассеяние энергии влияет и на температурные профили, и на профили скорости. Пренебрегая другими факторами, изменение температуры в базисных слоях определяется уравнением ![]() (11) где ![]() (12) здесь ρ - плотность льда, g- ускорение силы тяжести, α - наклон в линии движения, J - механический эквивалент тепла и К - теплопроводность льда. Отсюда изменение температуры можно оценить из решения ряда ![]() (13) Установлено, что при таком виде закона течения льда почти 90% тепла в типичной ледниковой массе толщиной 1000 м выделяется в ее нижних 200 м. Поскольку большая часть тепла выделяется в базисных слоях, влияние нагрева за счет трения можно приближенно учесть для большинства ледниковых масс, если принять температурный градиент в базисном слое в виде ![]() (14) где V - средняя скорость течения льда в направлении движения ледника и τб - напряжение в базисном слое. 8.3.2. Влияние аккумуляции и движения ледника на его профиль температуры. "Робиновский" установившийся профиль температуры для массы ледника в состоянии равновесия при скорости аккумуляции А на поверхности, постоянной температуре на поверхности и пренебрежимо малом горизонтальном переносе массы имеет вид ![]() (15) где ![]() (16) Температурный градиент на поверхности для этих условий ![]() (17) Влияние горизонтального движения может быть оценено по установившемуся отрицательному температурному градиенту поверхности ледника вследствие его движения вниз по склону и последующего нагревания поверхности в отсутствие теплопроводности: ![]() (18) где λ - вертикальный средний годовой температурный градиент воздуха. И наоборот, установившийся профиль температуры ледниковой массы, движущейся наружу и вниз и нагревающейся у поверхности, при наличии достаточной теплопроводности, но при нулевой скорости аккумуляции имеет вид ![]() (19) с температурным градиентом на поверхности ![]() (20) При наличии как скорости накопления, так и теплопроводности установившийся профиль температуры для колонки ледникового купола, движущейся наружу и вниз в состоянии равновесия и, следовательно, нагревающейся с поверхности со скоростью αVλ, определяется выражением ![]() (21) где ![]() (22) При этом поверхностный температурный градиент имеет вид ![]() (23) ![]() (23') т. е. приближенно является суммой правых частей уравнений (17) и (18) или (20).
8.3.3. Температуры в куполовом леднике, изменяющиеся по толщине. Для куполового ледника, в котором по мере движения колонки льда наружу высота Е изменяется с постоянной скоростью ![]() (24) С помощью этого выражения для тех случаев, когда климатические изменения пренебрежимо малы, можно оценить состояние равновесия или скорость изменения толщины ледника по поверхностному температурному градиенту, толщине ледника и скорости аккумуляции, представленной выражением ![]() (25) 8.3.4. Неустановившиеся температуры в куполовых ледниках. Если граничные условия не остаются неизменными в течение достаточно долгого времени, то установившиеся профили температуры не реализуются. Временное отставание t температуры в базисном слое при достижении установившегося состояния можно оценить по уравнению ![]() (26) где k - скорость постоянного нагревания поверхности при нулевой аккумуляции на поверхности. При аккумуляции на поверхности критерием приближения профиля температуры к устойчивому состоянию будет ![]() (27) Это условие, по-видимому, реализуется для большинства ледниковых масс, которые находятся в состояний равновесия. Синусоидальные температурные колебания на поверхности в отсутствие движения или аккумуляции передаются в среду льда со скоростью ![]() (28) где ω - частота колебаний. Длиннопериодные температурные колебания проникают в среду посредством аккумуляции А и движения, перемещаясь вместе со льдом, который на расстоянии z над основанием имеет вертикальную скорость ![]() (29) Когда обе эти скорости [формулы (28) и (29)] сравнимы, уменьшение амплитуды температурных колебаний с глубиной можно оценить по выражению ![]() (30) Расчеты по уравнениям (28) и (29) предполагают, что для куполовых ледников, близких к состоянию равновесия, профили температуры в естественных холодных ледниковых массах будут близки к установившемуся профилю температуры, соответствующему постоянной скорости нагревания на поверхности. Но в тех случаях, когда скорость нагревания быстро возрастает, температуры в базисном слое могут отставать от температур поверхности. Кратковременные температурные изменения быстро затухают в верхних слоях, в то время как долговременные переносятся льдом с уменьшающейся по направлению к основанию скоростью, зависящей от скоростей аккумуляции и деформации.
|
![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() ![]() |
|
![]() |
|||
© GEOMAN.RU, 2001-2021
При использовании материалов проекта обязательна установка активной ссылки: http://geoman.ru/ 'Физическая география' |