Glacjosejsmologia. czyli co o lodowcach może powiedzieć sejsmolog. K.Moskalik

Transkrypt

1 Glacjosejsmologia czyli co o lodowcach może powiedzieć sejsmolog K.Moskalik

2 Historia badań dynamiki lodowców XI w. kroniki islandzkie J.J.Scheuchzer (prekursor glacjologii) zamarzająca woda zwiększa objętość co prowadzi do ruchu lodowca A.C. Bordier deformacje plastyczne lodu G.S.Griener grawitacja przyczyną ruchu lodowców J.A. de Luc poślizg po podłożu J.Walcher klimatyczne przyczyny wahań lodowców H.Besson pierwsze pomiary ruchu lodowca I poł. XIX w. pojawia się termin epoka lodowa, liczne badania ruchu lodowca, pomiary temperatury II poł. XIX w. próby wyjaśnienia mechanizmu ruchu lodowców (L.Agassiz, W.Hopkins matematyczna teoria ślizgu ; A.Rendu, J.D.Forbes idea płynięcia lepkiego) J.Vallot pomiary ruchu poziomego i pionowego lodowców, stwierdzenie zmian prędkości lodowca w czasie na skutek wzrostu akumulacji ( fala kinematyczna ) Początki XX w. ekspedycje polarne, poszerzenie możliwości badań lodowców E.Orowan podobieństwo między idealną plastycznością metalu a zachowaniem lodu, lodowiec jako ciało polikrystaliczne M.Moskalik

3 Polskie badania glacjologiczne H.Arctowski, A.B.Dobrowolski ( ) wyprawa do Antarktyki statkiem Belgica 1923 A.B.Dobrowolski Historia naturalna lodu Okres międzywojenny A.Kosiba, S.Z.Różycki, M.Klimaszewski wyprawy na Grenlandię, Islandię i Spitsbergen III Międzynarodowy Rok Geofizyczny ( ) budowa Polskiej Stacji Polarnej na Spitsbergenie Lata 70-te S.Baranowski i A.Jahna badania z zakresu hydrologii i hydrochemii wód lodowcowych Spitsbergenu Aktualne ośrodki badawcze poznański, wrocławski, toruński (M.Grześ), warszawski (P.Głowacki, L.Lindner, L.Marks), łudzki, lubelski, gdański, śląski (J.Jania) M.Moskalik

4 K.Moskalik Co można robić na lodowcu?

5 Transformacja śniegu w lód lodowcowy Schemat metamorfozy śniegu w lód lodowcowy na przykładzie typowego rdzenia lodowego z Grenlandii (wg Oeschgera i in.,1985) -stadium przejściowe firn -w lodzie lodowcowym zasklepione kanaliki powietrza Metamorfoza sucha a metamorfoza z udziałem wody. Wykres zmian gęstości z miąższością dla lądolodu grenlandzkiego (Site 1, Site 2), antarktycznego (BC), lodowca alaskańskiego (Upper Seward). Lodowiec alaskański metamorfoza przy udziale wody (zestawiono za: Patersonem, 1981; Alleyem, Bentleyem, 1988; Alleyem, Kocim, 1988)

6 Cząsteczka wody Wiązania wodorowe wiązania między sąsiednimi cząsteczkami wody tworzące się ze względu na charakter powłok elektronowych w cząsteczce H20.

7 Struktura kryształu lodu Struktura molekularna kryształu lodu (wg Kotliakowa, 1984; La Chapelle ego 1969) a- widok równoległy do osi optycznej b- widok prostopadły do osi optycznej c- struktury lodu powstałe w różnych warunkach

8 Odmiany lodu Doświadczalnie znaleziono 9 odmian lodu. Powstają one w różnych warunkach p,t oraz maja różną gęstość i sieć krystaliczną. Diagram zmian fazowych H2O w zależności od temperatury i ciśnienia (wg Shumskiy ego, 1964) Odmiany izotopowe: izotopy O 6 izotopy H 3 (prot, deuter, tryt) izotopy H2O 36 odmian. Najważniejsze izotopy wody: woda zwykła H2O(16) woda ciężka HDO(16) woda z ciężkim tlenem H2O(18) W oceanach te odmiany występują w proporcjach (99,77/0,03/0,20).

9 Cechy lodu lodowcowego Ziarnistość efekt rekrystalizacji Smugowatość pierwotna (z warstwowania masy firnowej), wtórna (wynik innych procesów glacjalnych) Główne niejednorodności: -foliacja (zmiana wielkości kryształów i ich orientacja) -stratyfikacja (wynika z warstw sedymentacyjnych) Domieszki w lodzie: -powietrze w pęcherzykach -materiał morenowy, pyły wulkaniczne -mikrocząstki (byłe jądra kondesacji i krystalizacji opadów śnieżnych)

10 Własności fizyczne lodu Własności termiczne lodu: a) Temperatura krzepnięcia wody: 101,3 kpa ->273,15 K (0,15 C), spada ze wzrostem ciśnienia (najwyższe ciśnienia istniejące w lodowcach 40 Mpa spada do 2,91 C) b) Ciepło topnienia: 333,6 J/g (warunki normalne), spada wraz z obniżaniem się temperatury c) Ciepło sublimacji: 2834J/g, niezależne od temperatury d) Przewodnictwo cieplne lodu: 2,22 W/(m C) w T=0 C, rośnie ze spadkiem temperatury jak (1-0,0004T(C)), wzdłuż osi optycznej o 5% wyższe niż prostopadle do niej e) Ciepło właściwe lodu: 2009 J/(kg K), pojemność cieplna maleje wraz z obniżaniem jego temperatury Własności mechaniczne lodu (czystego): a) Wytrzymałość na ściskanie: 25*10^5 N/m^2 b) Wytrzymałość na rozrywanie: 1-2*10^6 N/m^2 c) Wytrzymałość na ścinanie: 6*10^5 N/m^2 d) Moduł Younga: 9,1*10^9 N/m^2 e) Granica plastyczności: 85*10^6 N/m^2 Lód może się zachowywać jak ciało sprężyste (zanik deformacji po odjęciu naprężeń), kruche, plastyczne (trwałe deformacje). Własności mechaniczne zależą od temperatury lodu. Lód lodowcowy wykazuje anizotropowość właściwości mechanicznych. Dla lodowca mamy: Wytrzymałość na rozrywanie:ścinanie:zginanie:ściskanie=15:7:17:35 (K.G. Neave, J.C.Savage) (teoria zniszczeń Griffitha 1:1:1:8) Własności optyczne lodu anizotropowość pozwala na określenie ułożenia kryształów lodu Własności elektryczne lodu zachowuje się jak izolator. Przenikliwy dla fal radiowych o zakresie częstotliwości MHz. Pochłanianie fal radiowych zależy silnie od temperatury (maleje wraz z jej obniżeniem). Pozwala to na badania rozkładu temperatury wewnątrz lodowców.

11 Termika lodowców Wyniki badań termiki lodowca Hansa (wg Jani i in., 1996) 1-granica basenu lodowca 2-stoki górskie 3-poziomice 4-moreny 5-otwory wiertnicze 6-czoło lodowca w postaci klifu lodoweg 7-średni przebieg linni równowagi Wybrane profile reprezentują strefę ablacji (B), linię równowagi (D), akumulacji (F)

12 Termika lądolodów Głównymi źródłami ciepła jest energia geotermalna i ciepło wytworzone w wyniku tarcia wywołanego ruchem lodowca. Z tego powodu obserwuje się wzrost temperatury z głębokością. Podłoże lodowca może osiągnąć temperaturę topnienia. Przy średnim przepływie energii geotermalnej 59,9 mw/m^2 wytworzony gradient temperatury wynosi 0,024 C/m.

13 Bilans masy lodowców Strefy akumulacji i ablacji Linia równowagi Bilans cieplny Ciepło dostarczone (energia słoneczna, tarcie wewnątrzlodowcowe, tarcie o podłoże) Ciepło oddane (proces resublimacji i zamarzania) Ciepło zużyte (proces topnienia i sublimacji)

14 Hydroglacjologia Zagadnienia drenażu wód lodowcowych Kanały wewnątrz lodowcowe i w podłożu (rynny lodowcowe) Sedymentacja osadów glacjofluwialnych pod lodowcem (drumliny, moreny) Sedymentacja osadów z rzek polodowcowych (pola sandrowe, moreny) oraz procesy erozyjne (pradoliny) Występowanie wody w lodowcu ma duży wpływ na jego właściwości fizyczne, a co z tym się wiąże na jego ruch.

15 Ruch lodowca

16 Jęzor lodowca. Austria Glocknergruppe (fot.1-3 M.Moskalik)

17 Pole firnowe. Austria Glocknergruppe (fot. M.Moskalik)

18 Szczelina brzeżna, pole firnowe. Austria Venedigergruppe (fot. M.Witek)

19 Szczelina brzeżna, pole firnowe, seraki, początek jęzora lodowca. Austria Glocknergruppe (fot. M.Moskalik)

20 Lodowiec wiszący, jęzor lodowca. Kaukaz (fot. M.Lach)

21 Właściwości reologiczne lodu Prawo Glena: έ=a(t)σ^n Parametr n dla lodu zamyka się w przedziale 1,9-4,5 ze średnią wartością koło 3. Zgadza to się z pomiarami terenowymi w zakresie naprężeń rzędu 100kPa-1MPa. Parametr twardości lodu (funkcja Arrheniusa): A(T)=A0*exp(-Q(T)/(R*T)) R- stała gazowa (8,314 J/(mol*K)) Q- energia aktywacji pełzania lodu (energia wiązań między poszczególnymi warstwami w krysztale Przyczyny mechanizmu płyniecia: Etap I wewnętrzne dyslokacje w sieci krystalicznej poprzez wystepowanie innych jonów, wzajemne blokowanie się dyslokacji co sprawia efekt jakby wzmacniania lodu Etap II prawo Glena Etap III wzajemne przesuwanie kryształów, rekrystalizacja, ukierunkowanie osi optycznej prostopadle do naprężeń co prowadzi do osłabienia lodu

22 Rozkład prędkości i kierunków ruchu lodowców Największe prędkości na środku lodowca oraz spadek prędkości wraz z głębokością i wraz ze zbliżaniem się do ścian dolin (pomiary z lodowca Athabasca w Kanadzie, linie pionowe wiercenia w których dokonywano pomiarów (za Raymondem, 1985)). Pojawianie się składowych pionowych prędkości.

23 Składowe pionowe prędkości ruchu lodowca i ich związek z kształtem podłoża, strefą akumulacji i ablacji. Pojawiające się strefy ruchu aktywnego (lodowiec poddany tensji) oraz ruchu pasywnego (lodowiec poddany kompresji) (wg Nye a, 1952). Są to obszary podatne na tworzenie się szczelin poprzecznych na lodowcu.

24 Uproszczone modele ruchu: lądolodu, lodowca szelfowego i lodowca dolinnego (wg. Sugdena, Johna, 1976) Dodatkowe czynniki ruchu lodowca: a) poślizg po podłożu b) deformacja osadów podlodowcowych (glaciotektonika) Zmienność ruchu lodowców (przyczyny): a) wahanie ciśnienia wody na dnie lodowca (zmiany tępa poślizgu) b) opady deszczu c) dobowe zmiany d) sezonowe zmiany w wyniku cyklu ablacji i akumulacji e) zmiany wiekowe (zmiana klimatu) f) epizodyczne zmiany (szarża lodowca)

25 Przykładowe prędkości (rząd wielkości): Lądolód 10 m/rok Lodowce dolinne 50 m/rok Ślizg denny 10 m/rok (Lodowiec South Cascade powierzchniowa 300mm/dz., poślizg denny 220 mm/dz.) Lodowce szarżujące 1 m/godz. Szybkie strumienie lodowe 1 km/rok Szczeliny jako wynik ruchu lodowców

26 Prędkości rozchodzenia zaburzeń w lodowcu H.Kohnen, Ch.R.Bentley Seismic refraction and reflection measurements at Byrd station, Antarctica JoG 12/64/1973

27 Zależność prędkości od głębokosci: Vp(z)=a-b*exp(-c*z) Czy z prędkości można wywnioskować jaki jest rozkład gęstości? Wzrost prędkości powodowany jest wzrostem gęstości. Jednak ta zależność nie jest jednoznacznie w tej pracy określona. Czy lodowce wykazują anizotropowe własności prędkości? Kryształ lodu wykazuje anizotropowe własności a w lodowcach i lądolodach na pewnych głębokościach występuje regularne ich ułożenie. Zaobserwowana różnica prędkości wynosi około 2%.

28 Przestrzenny rozkład ognisk trzęsień w lodowcu K.G. Neave, J.C. Savage Icequakes on the Athabasca Glacier JoGR vol75/no.8/1970 Lodowiec Athabasca ciepły lodowiec dolinny, długość 4 km, szerokość w miejscu badań około 1,1 km, największa gróbość około 325 m. Centralny obszar (około 600 m) wolny od szczelin. Dwie serie pomiarowe bezpośredni na lodowcu. Użyto 8 sejsmometrów o składowych pionowych. Dwa sejsmometry umieszczane w wierceniach w lodowcu. Zarejestrowano w ciągu 160 godzin ponad 1000 zjawisk. Rozpatrywano fale P, S, powierzchniowe R (3.65, 1.82, 1.70 km/s użyte prędkości). Wstrząsy lodowcowe generują się w marginalnej strefie szczelin. Tworzą one charakterystyczne pasma pod katem 55 deg do kierunku ruchu lodowca. Większość zaobserwowanych wstrząsów miała miejsce poza strefą otwartych szczelin (największa aktywność w obszarze m w górę lodowca). Obserwowano także serie wstrząsów (swarms of icequakes) o częstości w zakresie 2-10 zjawisk/s i czasie trwania od 1 do 15 s. Propagują się one z jednego końca do drugiego z prędkością około 30 m/s. Nie zaobserwowano wstrząsów na głębokościach poniżej 60 m, a większość zjawisk występowało płycej niż 30 m.

29 Polska Stacja w Hornsund, Spitsbergen 1957 r. po II IGY z inicjatywy PAN zaczęto budowę stacji polarnej na Spitsbergenie 1962 r. R. Teisseyre - pierwsze pomiary sejsmiczne na lodowcu Hansa 1970 r. M. Górski - powtórzenie pomiarów na lodowcu Od 1979 r. stały monitoring sejsmiczny lodowca z Polskiej Stacji Polarnej Od 1993 r. dodatkowo kilkutygodniowe sezonowe pomiary prowadzone bezpośrednio na lodowcu fot. M.Górski

30 Lodowiec Hansa 1997 lipiec Lodowiec ciepły Długość 16 km Średnie nachylenie 1,7 deg Szerokość 500 m od czoła 2500 m Powierzchnia 57 km^2. W znacznej części dno lodowca ponizej poziomu morza (maksymalna depresja 100 m) Grubość lodu w strefie ablacyjnej m Maksymalna grubość m Czoło wycofuje się ze średnia prędkością około 17 m/rok (liczone od roku 1936) W ramach programu World Glacier Monitoring Service, lodowiec Hansa został wytypowany jako jeden z lodowców reperowych. fot. M.Górski

31 fot. M.Górski

32

33 Rejestracje aktywności sejsmiczne Lodowca Hansa Wstrząsy lodowcowe związane z rozładowaniem naprężeń nagromadzonych w lodzie. Długookresowe zjawiska o monochromatycznym charakterze związane z wielkoskalowymi procesami dynamicznymi zachodzącymi w lodowcu (np.: przemieszczenie się znacznej części lodowca pod wpływem grawitacji lub sił wyporu) W okresie maksymalnej aktywności lodowca obserwowane są również sekwencje silnych, następujących bezpośrednio po sobie (zachodzących na siebie) wstrząsów.

34 Przykładowe rejestracje

35 Lokalizacja wstrząsów Pomiary 4-18 kwietnia 1995 r.

36

37 Rozkład czasowy wstrząsów Prędkość lodowca pomiary z lat (program glacjologiczny Uniwersytetu Ślaskiego). Względny strumień dobowy z rejestracji zjawisk długookresowych rejestrowanych na stacji HSP. Ilość wstrząsów lodowcowych mierzona bezpośrednio na lodowcu. Względny strumień dobowy z rejestracji na stacji HSP. Maksymalna prędkość sejsmiczna i maksymalny jej wzrost.

38 Parametry ognisk wstrząsów Parametry ognisk wyliczono na podstawie modelu Brune a. Nie określono modelu mechanizmu rozrywu. Przyjęto w obliczeniach model ścinający z podwójną para sił. Założono, ze źródło jest uskokiem o promieniu ro, a czas rozładowania naprężenia w ognisku jest krótki w porównaniu z czasem przejścia fal sejsmicznych przez aktywny obszar ogniska.

39

40 Literatura M. Górski Seismicity of the Hornsund region, Spitsbergen: icequakes and earthquakes M. Górski Application of the fracture-band model to glacier seismic event series H. Kohnen, Ch.R. Bentley Seismic refraction and reflection measurements at Byrd station, Antarctica J. Jania Glaciologia K.G. Neave, J.C. Savage Icequakes on the Athabasca Glacier