Glaciärsprickor

Inte nog med att glaciärer rör sig de spricker också i ytan vilket utgör problem och till och med fara för den som vill vandra på en glaciär. Därför studerar vi även detta fenomen.

30-40 m djupa sprckor är vanliga på glaciären. De är ibland täckta av snö och utgör stor fara för den som färdas på glaciärer.

Om vi återgår till vår enkla modellglaciär som var i balans kan vi göra ett par observationer som är av praktisk betydelse. I ackumulationsområdet ökar den horisontella isrörelsen när man närmar sig jämviktslinjen. Det betyder att om vi iakttar två punkter på glaciärens yta (A2och A2 i fig. 1) så kommer den som ligger närmare jämviktslinjen (A2) att ha högre hastighet än den som befinner sig högre upp (A2).

Det betyder att punkterna med tiden kommer att befinna sig allt längre från varandra, detta kallas för extension. Extension betyder alltså att materialet tänjs ut vilket på glaciärer leder till att sprickor bildas, isen går helt enkelt sönder då den sträcks ut.

I ablationsområdet sker det motsatta. En punkt som ligger närmare jämviktslinjen (B1) rör sig fortare än en punkt längre ned (B2) och punkterna kommer med tiden närmare varandra, kompression. Genom denna observation kan vi dra ytterligare slutsatser som gäller på glaciärer. Då extension generellt förekommer i ackumulationsområdet är detta område också fullt av sprickor. Ablationsområdet däremot är i allmänhet friare från sprickor även om de kan förekomma. Vi återkommer till detta senare. Fotografiet ovan visar hur delar av ackumulationsområdet på Storglaciären ser ut en sommar med mycket avsmältning. Eftersom snön har smält bort kan man se extra många sprickor som annars skulle varit begravda under snön.

Sprickor i glaciärer uppstår på alla ställen där extensionsspänningar förekommer i ytskiktet. Som vi konstaterade ovan sker detta i allmänhet i ackumulationsområdet men sprickor förekommer även på andra ställen på glaciärer. En viktig princip för att förstå sprickbildning är att sprickor alltid uppstår vinkelrätt mot den riktning som extensionskraften har. All extension som uppstår är kopplad till rörelsemönstret på glaciärytan. En närmare titt på hur isrörelsens hastighet varierar är nödvändig. Vi har redan etablerat hur den horisontella hastigheten varierar i en längsprofil, från låga värden i glaciärens övre områden till ett maximum vid jämviktslinjen till låga värden vid glaciärens front. Tittar vi på rörelsevariationerna i en tvärgående profil över en glaciär ser vi att hastigheten är störst vid mitten och avtar symmetriskt mot kanterna.

Fig 2

Detta rörelsemönster är typiskt för alla flöden och är en direkt parallell till rörelsevariationerna i t.ex. ett vattendrag. Fig. 2 visar hur rörelsemönstret över hela ytan på Storglaciären ser ut. Rörelsen i figuren är hämtad från en datormodell av glaciären men stämmer mycket väl med uppmätta värden på hastigheten. Anledningen till att rörelsen minskar mot kanterna på en glaciär är det motstånd, eller friktion, som uppstår när glaciären förflyttar sig förbi berggrunden på glaciärens sidor.

I ackumulationsområdet är det hastighetsökningen ned mot jämviktslinjen som styr sprickbildningen. Sprickorna uppstår därför vinkelrätt mot rörelseriktningen och i allmänhet tvärs över glaciären. Notera att sprickorna blir mer och mer parallella med glaciärkanten ju närmare kanten vi går. Nära glaciärkanten är isrörelsen inte parallell med bergssidan utan är riktad mer ut mot glaciärens mitt. Orsaken till detta är att glaciärytan är konkav i ackumulationsområdet och därför högre i kanterna än i mitten av glaciären. Det motsatta råder i ablationsområdet där isytan är konvex. Kanterna är lägre än mitten på glaciären och isrörelsen är därmed riktad ut mot kanterna.

Fig 3

I ablationsområdet uppkommer för det mesta snedställda sprickor närmare kanterna på glaciären. Dessa kallas skjuvsprickor och uppstår genom den differentiella rörelsen på glaciärytan. I figur 3 ser vi ett utsnitt av glaciärytan vid dess ena kantzon. Isrörelsen ökar från kanten ut mot mitten. Vi tänker oss att vi lägger ut en kvadrat och dess diagonaler på isen, t.ex. genom att placera stenar på isytan, och sedan väntar ett tag för att se hur denna deformerats av isrörelsen.

Get Adobe Flash player


De delar av kvadraten som ligger närmare mitten kommer att ha rört sig längre ned än de delar av kvadraten som ligger närmare kanten. Resultatet blir att kvadraten deformerats till en parallellepiped och att de två diagonalerna, som tidigare var exakt lika långa, nu är avsevärt olika i längd. Vi ser att ena diagonalen förlängts i förhållande till ursprunget (extension) medan den andra förkortats (kompression). Vi får alltså extension i en riktning som ligger nästan 45° ned i flödesriktningen. Då sprickor uppkommer vinkelrätt mot denna riktning erhålles följaktligen sprickor som är orienterade 45° upp mot flödesriktningen. Skjuvsprickor uppkommer därför alltid i glaciärernas kantzoner och är riktade upp mot flödesriktningen fig. 1.

Sprickor kan också uppkomma där glaciärer flödar över bergtrösklar i berggrunden. Tröskeln kan ge upphov till att glaciärytan lokalt blir brantare än områdena uppströms och nedströms. Den ökade brantheten leder till att hastigheten lokalt ökar vilket i sin tur kan ge upphov till extensionssprickor av samma typ som i ackumulationsområdet. Glaciärens yttopografi skvallrar därför om var det är sannolikt att stöta på sprickor. Dock skall man aldrig dra alltför långtgående slutsatser från sådana observationer då verkligheten ofta är mer komplex är de generella drag vi här diskuterar.

I vissa lägen uppstår vad man kallar för radialsprickor. Denna typ av sprickor uppkommer när flödet i glaciären sprids lateralt och glaciären blir bredare. Detta kan till exempel ske när en glaciär flödar ut från en trängre passage. I och med att flödet får en kraftig extension ut mot kanterna uppkommer sprickor som är mer eller mindre parallella med flödesriktningen. På glaciärens front kan en liknande situation uppkomma speciellt om glaciären flödar ut i en bredare dal.

Sprickornas djup bestäms av isens mjukhet och isrörelsens storlek. Generellt sett blir sprickorna djupare när isrörelsen är större och när isen är sprödare, till exempel när den är kallare. Skjuvspänningen som ju styr isens deformationshastighet ökar med djupet och på ett djup av c:a 30–40 m överskrider skjuvspänningen isens plastiska gräns vilket leder till att isen börjar deformeras. En öppen spricka tenderar därför att slutas på det djup vid vilken isen deformeras lättare. Sprickor på vanliga dalglaciärer blir därför inte mer än 30–40 m.

Polarforskningssekretariatet 2016

Den här webbplatsen använder kakor. Mer information

Dina kakinställningar för denna webbplats är satt till "tillåt kakor" för att ge dig den bästa upplevelsen. Om du fortsätter använda webbplatsen utan att ändra dina inställningar för kakor eller om du klickar "Acceptera" nedan så samtycker du till detta.

Stäng