Тепловий або енергетичний баланс

Баланс маси та температурні коливання льодовика частково визначаються тепловою енергією, що надходить або втрачається у зовнішнє середовище - обмін, який майже повністю відбувається на верхній поверхні. Тепло отримують від короткохвильового сонячного випромінювання, довгохвильового випромінювання від хмар або водяної пари, турбулентного переносу від теплого повітря, проведення вгору від теплих нижніх шарів і тепла, що виділяється при конденсації роси або інею або замерзанні рідини води. Тепло втрачається за рахунок випромінювання довгохвильового випромінювання, турбулентного перенесення в більш холодне повітря, тепла, необхідного для випаровування, сублімації або танення льоду, і проведення вниз до нижніх шарів.

У помірних регіонах сонячна радіація, як правило, є найбільшим джерелом тепла (хоча велика частина надходить випромінювання відбивається від поверхні снігу), і більша частина втрат тепла йде на танення льоду. Неправильно вважати сніг або танення льоду безпосередньо пов’язаними з температурою повітря; саме структура вітру, турбулентні вихори біля поверхні визначають більшу частину теплопередачі від атмосфери. У полярних областях тепло отримується переважно від надходить сонячного випромінювання і втрачається за рахунок випромінювання довгохвильового випромінювання, але теплопровідність із нижніх шарів і турбулентна передача тепла до або з повітря також задіяні.

Льодовиковий потік

В зоні накопичення сальдо маси з року в рік є позитивним. Тут льодовик став би дедалі товщі і товщі, якби не компенсуючий потік льоду від цієї області (див. Відео). Цей потік подає масу в зону абляції, компенсуючи постійні втрати там льоду.

Потік льодовика є простим наслідком ваги та повзучих властивостей льоду. Підданий напруженню зсуву з часом, лід зазнає повзучості або пластичної деформації. Швидкість пластичної деформації при постійних напругах зсуву спочатку висока, але звужується до стабільного значення. Якщо це стійке значення, швидкість деформації зсуву, нанести на графік проти напруження для багатьох різних значень прикладеного напруження, вийде кривий графік. Крива ілюструє те, що відоме як закон потоку або установчий закон льоду: швидкість деформації зсуву приблизно пропорційна кубу напруги зсуву. Цей установчий закон, який часто називають законом про течію Глена, є основою для всіх аналізів течії крижаних покривів та льодовиків.

Оскільки лід має тенденцію до накопичення в зоні накопичення льодовика, розвивається поверхневий нахил у напрямку до зони абляції. Цей ухил і вага льоду викликають напруження зсуву по всій масі. У випадку з простою геометрією напругу зсуву можна задати за такою формулою:

де τ - напруга зсуву, ρ щільність льоду, h товщина льоду і α нахил поверхні. Кожен елемент льоду деформується відповідно до величини напруги зсуву, визначеної (4), зі швидкістю, визначеною вищезазначеним законом потоку Глена. Додаючи або інтегруючи деформацію зсуву кожного елемента по всій товщині льодовика, можна отримати профіль швидкості. Йому можна надати числовий вираз як:

де u1 - поверхнева швидкість, зумовлена внутрішньою деформацією, а k1 - константа, що включає властивості льоду та геометрію. У цьому простому випадку швидкість приблизно пропорційна четвертій мірі глибини (h 4). Тому, якщо товщина льодовика лише незначно змінюється внаслідок зміни чистого балансу маси, відбудуться великі зміни в швидкості потоку.

Льодовики, які мають температуру плавлення біля основи, також можуть ковзати по ліжку. Два механізми працюють, щоб дозволити ковзати над нерівним ліжком. По-перше, невеликі виступи на ліжку спричиняють концентрацію напруги в льоду, збільшену кількість пластичного потоку та потоки льоду навколо виступів. По-друге, лід на стороні виступів під впливом зазнає більш високого тиску, що знижує температуру плавлення і призводить до танення частини льоду; на нижньому боці течії є зворотне, і тала вода замерзає. Цей процес, який називають повторною регуляцією, контролюється швидкістю, з якою тепло може проходити через нерівності. Перший процес найефективніший з великими ручками, а другий процес є найефективнішим при невеликих нерівностях. Разом ці два процеси виробляють ковзання ліжка. У затворі ручок гірських порід можуть утворитися заповнені водою порожнини, що ще більше ускладнює процес. Крім того, дослідження показали, що ковзання змінюється із зміною базального тиску води або її кількості. Хоча процес ковзання льодовика по гірській породі розуміється загальним чином, жодна з декількох детальних теорій не була підтверджена польовими спостереженнями. Ця проблема в основному не вирішена.

Загальновживаною формулою для розрахунку швидкості ковзання є:

де u2 - швидкість ковзання біля основи, pi та pa - тиск льоду та тиск води в основі льоду, а k2 - інша константа, що включає в себе міру шорсткості шару. Таким чином, загальний потік льодовика може бути заданий сумою рівнянь (5) та (6), u1 та u2. Загальна сума була б приблизною, оскільки формули ігнорують поздовжні зміни швидкості та товщини та інші ускладнюючі впливи, але вона виявилася корисною для аналізу ситуацій, починаючи від невеликих гірських льодовиків та величезних крижаних покривів.

Інші дослідження припускають, що багато льодовиків і крижаних покривів не ковзають по жорсткому руслу, а "їздять" по деформуючому шару осаду, зарядженого водою. Це явище важко проаналізувати, оскільки шар осаду може потовщуватися або розріджуватися, і, отже, його властивості можуть змінюватися залежно від історії деформації. Насправді, процес може призвести до нестабільної, майже хаотичної поведінки з часом. Здається, деякі крижані потоки в Західній Антарктиці демонстрували таку нестабільну поведінку.

Реакція льодовиків на кліматичні зміни

Зв’язок льодовиків і крижаних покривів з коливаннями клімату є послідовним. Загальне кліматичне чи метеорологічне середовище визначає локальні процеси маси та теплообміну на поверхні льодовика, а це, в свою чергу, визначає баланс чистої маси льодовика. Зміни балансу чистої маси викликають динамічну реакцію, тобто зміни швидкості потоку льоду. Динамічна реакція спричиняє просування або відступ кінцевої точки, що може давати тривалі докази зміни краю льодовика. Якщо місцевий клімат змінюється в напрямку збільшення зимових темпів снігопаду, чистий баланс маси стає більш позитивним, що еквівалентно збільшенню товщини льоду. Швидкість потоку льодовика залежить від товщини, так що невелике збільшення товщини призводить до більшого збільшення потоку льоду. Це місцеве збільшення товщини та потоку поширюється вниз льодовиком, забираючи певний час. Коли зміна доходить до кінцевої точки, це змушує край льодовика поширюватися далі за течією. Результат відомий як коливання льодовика - в даному випадку аванс - і він включає суму всіх змін, що відбулися вгору льодовиком за час, необхідний їм для поширення до кінцевої точки.

Однак процес не можна простежити з впевненістю назад. Можливо, просування льодовика може бути пов’язане з періодом позитивних залишків маси, але встановити метеорологічну причину важко, оскільки або збільшення снігопаду, або зменшення танення можуть дати позитивний баланс маси.

Динамічну реакцію льодовиків на зміни балансу маси можна обчислити кількома способами. Незважаючи на те, що повні тривимірні рівняння потоку льодовика важко вирішити для змін у часі, ефект незначної зміни або збурення клімату можна легко проаналізувати. Такий аналіз включає теорію кінематичних хвиль, подібних до невеликих імпульсів в одновимірних потокових системах, таких як повені в річках або автомобілі на переповненій дорозі. Тривалість часу, необхідного льодовику, щоб у повній мірі реагувати на зміну поверхневого балансу маси, приблизно визначається як відношення товщини льоду до (негативного) балансу маси на кінці. Часовий масштаб для гірських льодовиків, як правило, становить близько 10-100 років, хоча для товстих льодовиків або тих, що мають низький рівень абляції, він може бути набагато довшим. Крижані покриви, як правило, мають часові шкали на кілька порядків більше.

Льодовики та рівень моря

В даний час рівень моря піднімається приблизно на 1,8 міліметра (0,07 дюйма) на рік. Від 0,3 до 0,7 міліметрів (0,01-0,03 дюйма) на рік пояснюється тепловим розширенням океанічної води, і більшість решти, як вважають, спричинені таненням льодовиків та крижаних покривів на суші. Існує занепокоєння тим, що темпи підвищення рівня моря в майбутньому можуть помітно зрости внаслідок глобального потепління. На жаль, стан балансу маси льоду на Землі маловідомий, тому точний внесок різних крижаних мас у підвищення рівня моря важко проаналізувати. Вважається, що гірські (невеликі) льодовики світу вносять свій приріст на 0,2-0,4 міліметра (0,01-0,02 дюйма) на рік. Проте вважається, що льодовий покрив Гренландії близький до рівноваги, стан антарктичного льодовикового покриву невизначений, і, хоча плавучі льодовикові шельфи та льодовики можуть перебувати в стані негативного балансу, танення плаваючого льоду не повинно спричиняти моря рівень підніматися, і заземлені частини крижаних покривів, здається, зростають. Таким чином, причина підвищення рівня моря досі недостатньо вивчена.