아이스시트 역학

빙판 역학은 현재 그린란드와 남극 대륙에 있는 것과 같은 얼음의 큰 몸체 내의 움직임을 묘사한다. 얼음 운동은 빙하의 움직임에 의해 지배되는데, 빙하의 중력 구동 활성은 온도와 그 기저부의 강도라는 두 가지 주요 변수 요인에 의해 제어된다. 여러 프로세스는 이 두 가지 요소를 변경하여 시간당 및 100년 시간 척도 모두에서 장기간 활동하지 않는 활동 간 반복적인 증가를 초래한다. 빙상 역학은 미래의 해수면 상승을 모델링하는 데 관심이 있다.

일반

경계 조건

얼음 흐름과 바다 사이의 인터페이스는 흐름의 속도를 상당히 조절한다.

빙붕은 바다 위에 떠 있는 두꺼운 얼음 층으로, 그들을 먹여 살리는 빙하를 안정시킬 수 있다. 이것들은 윗부분에 축적되는 경향이 있고, 밑부분에서 녹는 것을 경험할 수 있으며, 빙산을 주변부에서 분해한다. 2002년 2월 3주간의 공간에 라르센 B 빙붕이 붕괴되면서 일부 예상치 못한 관측을 낳았다. 빙하(크레인, 조룸, 그린, 헬렉터리아 – 이미지 참조)를 먹였던 빙하는 속도가 상당히 빨라졌다. 빙하(플라스크, 레퍼드)의 잔해로 흘러들어온 빙하가 가속되지 않았기 때문에 이는 계절적 변동성 때문일 리 없다.^[1]

빙붕은 남극 대륙에서 지배적인 지배력을 발휘하지만, 빙판이 피오르드에서 바다와 만나는 그린란드에서는 덜 중요하다. 여기서, 녹는 것은 지배적인 얼음 제거 과정으로,^[2] 빙하가 피오르드에서 분해되고 표면의 녹는 물이 바다로 흘러 들어가는 빙상의 가장자리를 향해 발생하는 지배적인 질량 손실을 초래한다.

조석효과도 중요하다; 1m 조석진동의 영향은 바다에서 100km까지 느낄 수 있다.^[3] 1시간에서 1시간 단위로, 얼음 움직임의 급증은 조수 활동에 의해 조절될 수 있다. 더 큰 봄 조수 동안, 얼음 흐름은 한 번에 몇 시간 동안 거의 정지 상태를 유지할 것이다. 최고 고조 직후인 1시간 이내에 약 1피트의 파고가 일어나기 전에; 그 다음 정지 기간은 떨어지는 조수의 중간이나 끝을 향해 또 다른 파고가 올 때까지 유지된다.^[4][5] 간만의 조수에서는 이러한 상호작용이 덜 뚜렷하게 나타나며, 조수 서류가 없을 경우, 대략 12시간마다 더 랜덤하게 발생할 수 있다.^[4]

빙붕은 또한 기저 융해에 민감하다. 남극에서 이것은 빙하의 녹는점 위 3°C에 있는 극지심수 전류에 의해 선반에 공급되는 열로 구동된다.^[6]

열뿐만 아니라 바다도 바다와 소금을 교환할 수 있다. 얼음이 녹거나 바닷물이 얼어서 생기는 잠열의 영향도 작용한다. 이것들의 영향과 강설량 및 기저 해수면의 변동성은 빙붕 두께의 변동성⁻¹ 약 80mm를 차지한다.

장기변동

오랜 시간 동안, 얼음판 질량 균형은 지구에 도달하는 햇빛의 양에 의해 좌우된다. 지질학적 시간에 걸쳐 지구에 도달하는 햇빛의 이러한 변화, 즉 불규칙성은 주변 행성들에 의해 잡아당겨질 때 지구의 각도와 지구 궤도의 모양에 의해 차례로 결정된다; 이러한 변화는 밀란코비치 주기라고 불리는 예측 가능한 패턴에서 일어난다. 밀란코비치 주기는 빙하-간빙성 시간 척도에서 기후를 지배하지만, 빙상 범위에는 오행과 직접 연관되지 않는 변화가 있다.

예를 들어, 적어도 지난 10만년 동안, 북아메리카의 대부분을 덮고 있는 빙상의 일부분 동안, Laurentide Ice Sheet는 북대서양으로 거대한 플로티야 빙산을 보내면서 산산조각이 났다. 이 빙산들이 녹았을 때 그들은 그들이 운반했던 바위와 다른 대륙 암석을 떨어뜨렸고, 얼음으로 만든 뗏목 파편이라고 알려진 층을 남겼다. 발견자 하르트무트 하인리히의 이름을 딴 소위 하인리히 사건은 7,000년에서 1만 년의 주기성을 가진 것으로 보이며, 마지막 간빙 기간 내에 추운 기간에 발생한다.^[7]

내부 빙판 "빙지 퍼지" 주기는 얼음이 불안정한 수준으로 형성되면 빙판의 일부가 붕괴되는 관찰된 효과를 책임질 수 있다. 외부 요인도 빙판을 강요하는 역할을 할 수 있다. Dansgaard-Oeschger 사건은 아마도 40년 동안 북반구의 갑작스러운 온난화다. 이러한 D-O 사건은 각 하인리히 사건 직후에 발생하지만, 그것들은 또한 약 1500년 마다 더 자주 발생한다; 이 증거를 통해, 고생물학자들은 동일한 강제조치가 하인리히와 D-O 사건 모두를 몰고 갈 수 있다고 추측한다.^[8]

그린란드 빙하 중심부와 남극 빙하 중심부에 있는 메탄의 단기 스파이크를 연결함으로써 빙하 거동의 반구 비동기성이 관찰되었다. 단스가르드-오에스흐거 사건 동안 북반구는 상당히 따뜻해졌고, 빙하 시기에 툰드라였던 습지로부터의 메탄 방출이 급격히 증가했다. 이 메탄은 빠르게 지구 전체에 고르게 분포되어 남극과 그린란드 빙하에 통합된다. 이 넥타이로, 고생물학자들은 그린란드의 빙하가 수천 년 동안 남극 빙하가 따뜻해진 후에야 따뜻해지기 시작했다고 말할 수 있었다. 왜 이런 패턴이 발생하는지는 아직 논쟁의 여지가 있다.^[9][10]

빙하

흐름 역학

빙하 내 흐름의 주된 원인은 축적량 대 절제량 사이의 불균형에 의해 야기된 표면 경사의 증가 때문이다. 이 불균형은 빙하가 흐르기 시작할 때까지 빙하의 전단 응력을 증가시킨다. 이 두 공정 사이의 평형선이 접근함에 따라 유속과 변형은 증가하겠지만, 얼음의 기울기, 얼음 두께, 온도의 영향도 받는다.^[11][12]

변형률(변형)의 양이 가해지는 스트레스에 비례할 때, 얼음은 탄성 고체로 작용할 것이다. 얼음은 30m(98ft) 두께에 도달하기 전까지는 흐르지 않지만 50m(164ft) 이후에는 적은 양의 스트레스로 인해 변형량이 많아 탄성보다는 플라스틱 흐름이 될 수 있다. 이 시점에서 빙하는 자체의 무게로 변형되기 시작하고 풍경을 가로질러 흐를 것이다. 글렌-나이 흐름법에 따르면 스트레스와 스트레인의 관계, 즉 내부 흐름의 비율을 다음과 같이 모델링할 수 있다.^[11][12]

${\displaystyle \Sigma =k\tau ^{n}\,}$

여기서:

${\displaystyle \mathrm{\sigma }}$ ${\$ $$= 전단 변형률(흐름)

${\displaystyle \tau }$ ${\$ $$= 스트레스

${\displaystyle n}$ $[\$ $$= 낮은 온도에 따라 증가하는 2-4(대부분 빙하의 경우 3단계) 사이의 상수

${\displaystyle k}$ $[\$ k$\,}$ $$= 온도 조절 상수

가장 낮은 속도는 빙하의 밑부분과 계곡 옆쪽에 위치해 마찰이 가장 많은 변형을 일으킨다. 속도는 변형의 양이 감소함에 따라 중심선을 향해 안쪽으로, 위쪽으로 증가한다. 가장 높은 유속도는 표면에서 발견되며, 아래 모든 층의 유속도의 합을 나타낸다.^[11][12]

빙하는 또한 빙하의 밑부분이 녹수에 의해 윤활되어 빙하가 앉아 있는 지형 위로 미끄러질 수 있는 기저 미끄럼틀에 의해 움직일 수 있다. 용수는 압력에 의한 용해, 마찰 또는 지열에 의해 생성될 수 있다. 빙하 표면에서 녹는 양이 가변적일수록 얼음이 더 빨리 흐를 것이다.^[13]

빙하의 윗부분 50m는 빙하가 하나의 단위로 움직이는 골절지대를 형성한다. 빙하가 불규칙한 지형 위로 이동하면서 균열이 생겨 골절지대의 전체 깊이를 관통할 수 있다.

빙하하과

빙하 운동을 제어하는 중요한 공정의 대부분은 빙하 접촉에서 발생한다. 비록 그것이 몇 미터 두께에 불과할지라도 말이다.^[3] 빙하는 빙하의 무게로 인해 기저 전단 응력이 전단 아래로 떨어질 때 미끄러짐으로써 움직일 것이다.^{[clarification needed]}

τ_D = ρgh sin α

여기서 τ은_D 주행 응력이고, α 얼음 표면 경사는 라디안이다.^[3]

τ은_B 기저 전단 응력으로서, 침대 온도와 부드러움의 함수다.^[3]

전단 응력인 τ은_F τ과_B τ의_D 하한이다. 그림(내부, 오른쪽)에 따라 플라스틱 흐름 속도를 제어한다.

주어진 빙하의 경우, 두 변수는 빙하의 깊이인 h와 기저 전단 응력인_DB with에 따라 달라진다.^{[clarification needed]}

기저전단응력

기저 전단 응력은 침대의 온도, 거칠기, 부드러움의 세 가지 요인의 함수다.^[3]

침대가 단단한지 부드러운지는 다공성 및 모공 압력에 따라 달라진다; 다공성이 높을수록 침전 강도가 감소한다(전단 응력 τ_B 증가).^[3] 침전 강도가 τ 아래로_D 크게 떨어지면 빙하의 움직임은 미끄럼이 아닌 퇴적물에서의 움직임에 의해 수용될 것이다. 다공성은 다양한 방법에 따라 달라질 수 있다.

• 빙하가 위로 이동하면 침대가 확장될 수 있다. 그 결과로 생긴 모양 변화는 블록을 재구성한다. 이것은 빽빽하게 채워진 블록(가방에 깔끔하게 접혀 있고 꽉 채워진 옷들과 약간 비슷함)을 지저분한 잡동사니로 재편성한다. (옷들이 흐트러진 방식으로 던져질 때 옷이 다시 들어가지 않는 것처럼). 이것은 다공성을 증가시킨다. 물을 첨가하지 않는 한, 이것은 반드시 모공 압력을 감소시킬 것이다(모공 액체가 점유할 공간이 더 많기 때문이다).^[3]
• 압력은 기저 퇴적물의 응집과 통합을 야기할 수 있다.^[3] 물은 상대적으로 압축할 수 없기 때문에, 기공 공간에 수증기가 가득 차면 더 쉽다. 압축이 가능하도록 모든 물을 제거해야 한다. 토양에서 이것은 되돌릴 수 없는 과정이다.^[3]
• 마모와 파열에 의한 침전물 분해는 입자의 크기를 감소시켜 입자의 움직임이 침전물을 방해할 수 있지만, 반대 효과로 모공 공간을 감소시키는 경향이 있다.^[3] 이러한 과정은 또한 열을 발생시키며, 그 중요성은 나중에 논의될 것이다.

높은 다공성과 낮은 모공액 압력을 가진 부드러운 침대는 침전물 미끄럼에 의해 빙하가 움직일 수 있게 한다: 빙하의 밑부분은 침대로 얼어붙은 채로 남아 있을 수 있는데, 침대는 치약 튜브처럼 그 아래 침전물이 미끄러져 내려간다. 딱딱한 침대는 이런 식으로 변형될 수 없다. 따라서 단단한 빙하가 움직이는 유일한 방법은 얼음과 침대 사이에 녹는 물이 형성되는 기초 슬라이딩이다.^[14]

침대의 부드러움은 공간이나 시간에 따라 다를 수 있으며, 빙하에서 빙하로 극적으로 변화한다. 중요한 요인은 기초 지질학이다. 빙하 속도는 구배 변화가 있을 때보다 암반을 변화시킬 때 더 많이 달라지는 경향이 있다.^[14]

침전물 응력에 영향을 줄 뿐만 아니라 유체 압력(p_w)은 빙하와 침대 사이의 마찰에도 영향을 줄 수 있다. 높은 유체 압력은 빙하 위쪽으로 부력을 공급하여 빙하의 마찰을 감소시킨다. 유체 압력은 얼음 과부하 압력인 p와_i 비교하며 ghgh가 부여한다. 빠르게 흐르는 얼음 흐름 아래에서, 이 두 압력은 약 30 kPa의 유효 압력(p_i – p_w)으로 동일할 것이다. 즉, 얼음의 모든 무게는 지하수에 의해 지지되고 빙하는 떠 있다.^[3]

기저 용해

많은 요소들이 기저 용해물과 밀접하게 연관되어 있는 침대 온도에 영향을 미칠 수 있다. 물의 녹는점은 압력에 의해 감소하는데, 이것은 물이 두꺼운 빙하의 낮은 온도에서 녹는다는 것을 의미한다.^[3] 이것은 두꺼운 빙하의 열전도율이 낮기 때문에 "이중 화약"의 역할을 하는데, 이는 기저 온도 또한 더 높을 가능성이 있다는 것을 의미한다.^[14]

침대 온도는 주기적인 방식으로 변화하는 경향이 있다. 시원한 침대는 강도가 높아 빙하의 속도를 줄인다. 이것은 새로 내린 눈이 운반되지 않기 때문에 축적 속도를 증가시킨다. 결과적으로, 빙하는 두꺼워지고, 세 가지 결과가 있다: 첫째, 침대가 더 잘 절연되어 지열을 더 많이 보존할 수 있다. 둘째로, 압력이 증가하면 용융이 용이해질 수 있다. 가장 중요한 것은 τ이_D 늘어난다. 이러한 요소들이 결합되어 빙하를 가속화할 것이다. 속도 사각형에 따라 마찰력이 증가함에 따라, 빠른 동작은 마찰열을 크게 증가시키고, 그에 따른 용융은 긍정적인 피드백을 유발하며, 얼음 속도를 여전히 더 빠른 유속까지 증가시킨다: 서남극 빙하는 연간 최대 1킬로미터의 속도에 도달하는 것으로 알려져 있다.^[3] 결국, 축적된 것이 수송량을 따라가지 못하기 때문에 얼음이 얇아지기 시작할 정도로 빠르게 밀려올 것이다. 이렇게 얇아지면 전도성 열 손실이 증가하여 빙하가 느려지고 얼음이 얼게 된다. 이 얼음이 얼면 빙하는 더 느려질 것이고, 종종 정지할 때까지, 사이클이 다시 시작될 수 있다.^[14]

수프라글라이크 호수는 빙하의 기초에 액체 상태의 물이 공급될 수 있는 또 다른 가능성을 나타내기 때문에 빙하 운동을 가속화하는 데 중요한 역할을 할 수 있다. 지름이 300m 이상인 호수는 빙하/침대 인터페이스에 유체가 채워진 크레바스를 만들 수 있다. 이 크레바스가 형성되면 호수의 (상대적으로 따뜻한) 내용물 전체가 2~18시간 안에 빙하의 밑바닥에 닿을 수 있어 침대를 윤활하고 빙하가 급상승하게 된다.^[15] 빙하의 바닥에 닿는 물은 거기서 얼어서 빙하의 두께를 아래에서 위로 밀어 올려 증가시킬 수도 있다.^[16]

마지막으로, 침대의 거칠기는 빙하 운동을 느리게 하는 작용을 할 수 있다. 침대의 거칠기는 얼마나 많은 바위와 장애물이 넘실거리는 얼음 속으로 튀어나와 있는지를 가늠하는 척도다. 얼음은 이 장애물들의 이면의 높은 압력 아래에서 녹음으로써 흐른다; 그 결과로 생긴 녹은 물은 그들의 보에 생긴 공동으로 가파른 압력 구배를 아래로 밀어내게 되고, 거기서 다시 자유로워진다.^{[clarification needed][3]} 석실 쪽의 공동화는 이 압력 구배를 증가시켜 흐름을 돕는다.^[3]

파이프 및 시트 흐름

빙하 표면 아래의 물의 흐름은 빙하 자체의 움직임에 큰 영향을 미칠 수 있다. 아빙성 호수는 많은 양의 물을 포함하고 있는데, 이것은 빠르게 움직일 수 있다: 입방 킬로미터는 몇 년 동안 호수 사이를 이동할 수 있다.^[17]

이 운동은 크게 두 가지 모드에서 일어나는 것으로 생각되는데, 파이프 흐름은 유광하천과 같은 파이프 같은 도관을 통해 액체 상태의 물이 이동하는 것을 포함한다. 시트 흐름은 얇은 층에서 물의 움직임을 포함한다. 두 유량 조건 사이의 스위치는 용솟음치는 동작과 관련될 수 있다. 실제로, 아광석 용수 공급의 손실은 캄빙류의 얼음 이동의 중단과 연관되어 있다.^[17] 물의 아빙운동은 얼음판의 표면 지형에서 표현되는데, 빙하는 텅 빈 아빙호로 가라앉는다.^[17]

효과

기후변화

현재의 기후변화가 빙판에 미치는 영향은 확인하기 어렵다. 기온 상승으로 인해 전세계적으로 얼음 부피가 감소하고 있는 ^[2]것은 분명하다.(강수량 증가로 인해 남극 대륙 빙상의 일부의 질량이 현재 증가하고 있을 수 있으나 총질량 균형은 불분명하다.)^[2]

해수면 상승은 빙하의 움직임을 줄이는 데 핵심적인 역할을 하는 빙붕의 안정성을 떨어뜨릴 것이다. 일부 남극 빙붕은 현재 연간 수십 미터씩 얇아지고 있으며, 라르센 B 선반의 붕괴는 연 1미터의 얇은 두께가 선행되었다.^[2] 또한, 1 °C의 해수 온도 상승은 연간 10m의 기저 용해로 이어질 수 있다.^[2] 얼음 선반은 평균 연간 온도가 -9°C일 때는 항상 안정적이지만 -5°C 이상에서는 결코 안정적이지 않다. 이 곳은 맥락상 Larsen B가 붕괴되기 이전과 마찬가지로 1.5°C의 지역 온난화를 나타낸다.^[2]

지구온도의 증가는 침대 온도에 영향을 미치기 전에 얼음을 통해 직접 전파되려면 약 10,000년이 걸리지만 서파 녹음이 증가하여 더 많은 초인종 호수가 생성되어 빙하 기저에 따뜻한 물을 공급하고 빙하의 움직임을 촉진할 수 있다.^[2] 남극 대륙과 같이 강수량이 증가한 지역에서는 질량의 추가가 빙하 이동률을 증가시켜 빙상의 회전율을 증가시킬 것이다. 관측 범위는 현재 제한되어 있지만, 그린란드와 남극 대륙에서 발생하는 얼음 손실의 증가율에 대한 이러한 예측과 일치한다.^[2] 최소한 화산활동이 활발한 아이슬란드에서 빙하가 줄어들면 긍정적인 피드백이 나올 수 있다. 등반 반동으로 인해 화산 활동이 증가하여 기저 온난화가 발생할 수 있으며 CO2
방출로 인해 기후 변화가 더욱 심해질 수 있다.^[18]

차가운 용해수는 뚜껑처럼 작용하면서 해양 표면층의 냉각을 제공하며, 지표면 아래 해양 온난화를 증가시켜 얼음 녹음을 촉진시킴으로써 깊은 바다에도 영향을 준다.

우리의 "순수 담수" 실험은 저밀도 뚜껑이 특히 빙판 방출을 제한하는 대부분의 억제력을 제공하는 빙붕 접지선의 깊은 곳에서 심해 온난화를 일으킨다는 것을 보여준다.^[19]

침식

얼음은 두꺼운 곳에서 더 빨리 흐를 수 있기 때문에 빙하로 인한 침식 속도는 얼음을 넘어가는 두께에 정비례한다. 이에 따라 빙하 작용에 의해 빙하 이전의 낮은 구멍은 더 깊어지고 기존의 지형은 증폭되는 반면 빙판 위로 돌출된 누나탕은 거의 침식되지 않는 반면 침식은 120만년 당 5m로 추정되고 있다.^[20] 예를 들어, 이것은 얼음들이 지형학적으로 조향되면서 깊이가 1킬로미터에 이를 수 있는 피오르드의 깊은 모습을 설명한다. 피오르드가 내륙으로 확장되면 빙판을 빼내는 주요 도관이기 때문에 빙판이 얇아지는 속도가 높아진다. 그것은 또한 빙판을 기후와 바다의 변화에 더 민감하게 만든다.^[20]

참고 항목

• 아이스시트 모델

참조

추가 읽기

• Barber, D.G.; McCullough, G.; Babb, D.; Komarov, A. S.; Candlish, L. M.; Lukovich, J. V.; Asplin, M.; Prinsenberg, S.; Dmitrenko, I.; Rysgaard, S. (2014). "Climate change and ice hazards in the Beaufort Sea". Elementa. 2: 000025. doi:10.12952/journal.elementa.000025.