아이스 스트림

얼음 흐름은 얼음판 안에서 빠르게 움직이는 얼음의 지역이다. 그것은 빙하의 일종으로 얼음의 몸체로서 그 자체의 무게로 움직이는 것이다.^[2] 그들은 1년에 1,000미터(3,300피트) 이상으로 움직일 수 있고, 폭은 50킬로미터(31mi), 길이는 수백킬로미터까지 될 수 있다.^[3] 그들은 가장 두꺼운 곳에서 약 2km(1.2mi) 깊이의 경향이 있고, 시트에서 나오는 얼음의 대부분을 차지한다. 남극 대륙의 얼음 흐름은 매년 시트 질량 손실의 약 90%를 차지하며 그린란드 질량 손실의 약 50%를 차지한다.^[3]

전단력은 움직임을 주도하는 변형과 재분석을 유발하며, 이 움직임은 빙판의 모든 물질이 배출된 후 지형적 저하와 계곡이 형성된다.^[3] 침전물은 또한 유속에서도 중요한 역할을 하는데, 존재하는 침전물이 부드럽고 쉽게 변형될수록 유속이 더 높아지기 쉽다. 대부분의 얼음 흐름은 바닥에 한 층의 물을 포함하고 있는데, 이것은 흐름을 윤활하고 속도를 증가시키는 작용을 한다.^[4]

역학

얼음의 흐름은 일반적으로 저지형의 지역에서 발견되며, 더 느리게 움직이는 높은 지형의 빙판으로 둘러싸여 있다. 낮은 지형은 다양한 요인의 결과로 발생하는데, 가장 두드러진 것은 지형적인 낮은 곳에 물이 축적된다는 것이다. 물이 쌓이면 기초 슬라이딩이 증가해 속도가 빨라져 시트 배출량이 증가한다.^[3] 낮은 지역에서 얼음 흐름이 발견되는 또 다른 요인은 두꺼운 얼음이 더 빠른 속도로 이어진다는 것이다. 얼음줄기가 두꺼울수록 침대의 주행응력이 높아져 속도가 빨라진다. 빙하류는 주행 스트레스 외에도 얼음 두께가 높아질수록 단열력이 좋아지는데, 고온을 더 잘 유지하기 때문에 기저 미끄럼은 물론 변형률도 높일 수 있다.^[3] 물질의 부피가 증가함에 따라 단위 부피당 더 많은 에너지가 필요하게 되는데, 이는 해양이 얼거나 증발하기 어려운 이유 중 하나로서, 물 또한 열의 전도체로서, 두께를 증가시키면 유지될 수 있는 열의 양이 증가할 뿐만 아니라 열에 필요한 에너지도 많아지게 된다. 길을 잃다

두께, 물, 스트레스 외에도 침전물과 암반은 얼음줄기가 빠져나가는 속도에 핵심적인 역할을 한다. 만약 밑의 침전물이 너무 다공성이어서 너무 많은 물이 스며들게 하고 따라서 포화 상태가 된다면, 그것은 얼음 흐름이 침대 위에 놓는 전단 응력을 지탱할 수 없을 것이다. 배수 속도 증가를 위한 최고의 침전물은 부드럽고 변형 가능한 침전물로, 얼음 흐름이 침전물의 조합 위로 흐르도록 하면서 전단 응력을 지지한다.^[3] 만약 밑면이 침전물로 만들어지지 않고 암반으로 되어 있다면, 속도는 감소할 것이다. 그 암반은 얼음 흐름을 자극하고 변형시키면서 속도를 늦추는 작용을 한다. 얼음 흐름의 유속은 완전히 일정하지는 않지만, 며칠에서 몇 주 사이의 짧은 시간 척도로 취급할 수 있지만, 두께, 온도, 수분 축적, 응력, 기초 물질의 조건이 어떻게 변했는가에 따라 가변적이다.^[2]

남극

남극 빙하는 몇 개의 얼음 흐름에 의해 바다로 배수된다. 동 남극대륙에서 가장 큰 빙하는 램버트 빙하다. 서남극의 경우, 2006년에 측정된 연간 총 순질량 손실 85 기가톤(장기 840억톤, 단기 940억톤)으로, 현재 대형 파인아일랜드와 트와이트 빙하가 가장 균형을 잃고 있다.^[5]

남극에는 한 해 수십억 톤의 얼음을 바다로 운반하는 얼음줄기가 많다. 파인아일랜드와 트와이트 하천은 서남극에서 순배출량이 가장 높은 반면 램버트 빙하는 동남극에서 앞서고 있다.^[6] 남극 대륙 빙하가 질량을 잃고 있는 속도가 빨라지고^[7] 있고 빙하와 배출구 빙하의 과거 및 현재 진행 중인 가속도가 최근 불균형의 주요 원인은 아닐지라도 상당한 것으로 간주되고 있다.^[5] 얼음 흐름은 남극 대륙의 얼음 덩어리의 90%가 그들을 통해 손실되기 때문에 해수면 상승에 심각한 영향을 미친다.^[2]

동 남극대륙은 대체로 안정적이지만 서 남극대륙의 얼음 손실은 지난 10년간 59%, 남극반도는 140% 증가했다.^[2] 얼음 흐름은 얼음판에서 배출되는 배출량을 지시하기 때문에 얼음판 질량 예산의 상당 부분을 통제한다.^[6] 수조 등 지질학적 특징은 마지막 빙하 최대치(LGM) 동안 남극 대륙의 엷은 얼음 흐름이 확장된 곳을 나타낸다. ^[8]엷은 얼음 흐름의 지형을 분석한 결과 개별 빙하 흐름의 후퇴 이력에서 상당한 비동기성을 보였다.^[8] 이 개념은 빙하 흐름의 기초적인 지형학이 어떻게 어떤 비율로 그리고 어떻게 후퇴하는지를 고려할 때 중요하다. 나아가, 이는 빙하 동역학을 결정하는 데 있어 침대 특성, 경사, 배수 유역 크기와 같은 내부 요인의 중요성을 강화한다.^[8]

목장

그린란드 빙하를 바다로 배출하는 얼음 하천에는 헬하임 빙하, 야콥스하븐 이스브루, 캉거들루슈아크 빙하가 있다. 표면이 훨씬 더 많이 녹으면서, 그린란드에서 얼음 덩어리의 50%만이 얼음 흐름을 통해 손실되지만, 그것들은 여전히 얼음 손실의 일차적인 모드 중 하나이다.^[2] 북동 그린란드 빙하 길이는 600km(370mi)로 3개의 배출구 빙하를 통해 전체 빙상의 약 12%를 배출한다.^[9]

북동쪽 그린란드 빙하는 빠른 흐름과 낮은 운전 스트레스로 약한 침대를 가진 서 남극대륙의 로스 빙하와 비슷하게 행동한다.^[10] 기저 전단 응력은 얼음 흐름의 중심에서 수백 킬로미터 동안 주행 응력의 균형을 맞춘다.^[10] 더 상류에서 얼음 흐름의 시작(속도 데이터를 보고 설정)은 약한 침대가 원인이다.^[10]

소 스트림

얼음 흐름은 남극이나 그린란드 빙판보다 훨씬 작은 얼음장에서도 발생할 수 있다.^[11] 남아메리카 남부의 파타고니아 지역에는 세 개의 주요 빙원이 있는데, 모두 얼음 흐름을 보여주는 북파타고니아 빙원, 남파타고니아 빙원, 코딜레라 다윈 빙원이다.^[11]

얼음 흐름은 또한 아이슬란드 빙원의 얼음판 역학에도 중요하다.^[12] 아이슬란드에서, 레티컬레이션된 능선, 갈비뼈가 있는 모레인, 그리고 트렁크 흐름 구역이 있는 지역은 얼음 흐름의 방향과 규모에 대한 어떠한 통제도 보여주지 않았다.^[12]

지형학

얼음 흐름은 주변 사건에 다양한 영향을 미친다. 가장 분명한 것은 빙하 자체에서 얼음 흐름이 완전히 빠져나간 후 큰 지형적 저지대와 계곡의 개발이다. 지형적 저하는 하천이 하류 물질을 통과하면서 빙하 침식으로 형성되어 침식되어 침식되고 침전물을 얼음 흐름 밑의 물 속으로 밀어넣으며 배수 체계를 통해 형성된다. 이러한 낮은 지형지물 영역은 수심 몇 킬로미터까지, 수 백 킬로미터까지 길이가 될 수 있다.^[2] 결과적으로 낮은 지역은 하천이 시트를 빠져나갔기 때문에 지형적으로 낮은 곳을 통한 물질 이동이 증가하기 때문에 빙상의 새로운 배수 시스템으로 작용한다.^[3]

또 다른 문제는 얼음 흐름을 통한 시트 배출로 발생하는데, 이것은 작은 무대 시트 붕괴를 야기하는 많은 요인 중 하나가 될 수 있다. 이 붕괴 외에도 얼음줄기는 지구 해수면을 높이는 작용을 한다.^[13] 얼음줄기가 주변 바다로 흘러들어가면서 이는 얼음유출의 변위 때문에 해수면이 상승할 뿐만 아니라, 해양 자체의 부피함량도 증가시켜도 거의 무시해도 좋을 정도다.^[13] 얼음줄기의 크기가 줄어들면서 빙하와 같은 주변 특징에 작용하는 압력이 줄어들어 바다로 공급되는 빙하가 더 빨리 속도를 내고 방류할 수 있게 되어 해수면이 상승한다.^[13] 해수면 상승은 해당 빙하의 직접적인 영향을 받는 지역의 지형과 욕실 측정에 모두 영향을 미친다. 해수면이 상승함에 따라, 비록 짧은 척도로는 느리고 거의 분에 가깝지만, 긴 척도로는 커지지만, 풍경이 바뀔 것이다. 해수면 상승은 주변 시트를 풍화시키고 시트 자체의 침식과 변형을 유발하여 경관과 형태학을 변화시킬 것이다.

참조

추가 읽기

• 적합성 및 시작 – 거대한 얼음 흐름의 흐름을 조절하는 것은?