• Indre bevegelse

• Såleglidning

• Forholdet indre bevegelse og såleglidning

• Bevegelses  mønster sett ovenifra

 

 

 

 

 

• Indre bevegelse
• såleglidning

Indre bevegelse 
Hittil har vi sett på de 3 hovedingrediensene en bre består av, men når "hovedmineralet" is blir utsatt for et visst trykk, vil den deformeres og nærmest bli plastisk. Denne isen får nye fysiske egenskaper. Vekten av den overliggende isen forårsaker voldsomt trykk, såkalt normalspenning. Det maksimale trykket isen tåler før den deformeres er 1.5 - 2.0 kp/cm² ved trykksmeltepunktet. 
Når isen beveger seg, vil det oppstå spenning mellom isen og underlaget, og mellom deler av isen som beveger seg i forhold til underliggende is. Med normalspenninga er det da snakk om tre ulike type spenninger som er med på å deformere isen. 
Når spenninga innad i isen er på 0,5 kp/cm² er det en merkbar deformering. 
Hvor mange meter ned man må for at breen skal være helt plastisk vet man ikke.  Men en del undersøkelser er blitt gjort.  Ved boring under Argentier-breen i Frankrike , havnet man ut i et område der sprekker gjennomløp hele breen.  Det ble også observert glepper som kunne være 1 - 2 meter brede og 10 - 20 meter lange mellom isen og fjellet på lesiden av knauser og bratte fjellpartier. Dette ble gjort på 80 - 90 m dyp. 
Derimot er det ikke funnet noe lignende under Bonhusbreen på 160 m dyp. Her fulgte breen nesten helt fjellet. Dette kan ikke bety annet enn at breen blir mer plastisk etter 80 - 90 m. Om den blir ytterligere deformert etter 160 m, vet man ikke med sikkerhet.  
Når isen blir deformert, vil den indre bevegelsen skje på 2 måter. 
Den ene er at interne glideplater nærmest glir i forhold til hverandre som skiver. Den andre er en form for glidning mellom iskrystallene. Hvilkne av disse som har den dominerde effekt for bevegelsen, er av hengig av temperaturen i isen, isens renhet og de effektive spenninger i isen. 

Såleglidning 
Såleglidning vil si hvordan hele breen "glir" på underlaget(som regel fjellgrunn).  Faktorer som har betydning for såleglidningen er først og fremst breens fysiske tilstand og topografi. 
Generelt kan en nok si at de tempererte breene har jevnere og større såleglidning enn de polare. På de tempererte breene vil det alltid renne vann i og under breen, fordi breens temperatur er lik trykksmeltepunktet for isen. Dette vil gjøre sitt til at isen glir lettere på underlaget. På den måten blir det en slags vannfilm, og under helt spesielle forhold kan det faktisk bli en slags vannpute som isen flyter på. F.eks. er det målt vanntrykk på ganske mange atm. trykk under enkelte dalbreer.  
Topografien og heldningsgraden har stor betydning for hastigheten. Er det en bratt heldning, vil selvfølgelig hastigheten øke,  men også ujevnheter i form av knauser kan få betydning for hastigheten. Fenomenet man da kan få er regelasjon. Da vannet i dette tilfelle fryser til underlaget, vil såleglidningen reduseres. 

Forholdet mellom indrebevegelse og såleglidning 
Hvordan deformasjon og såleglidning virker i forhold til hverandre viser figuren . Deformasjonshastigheten er ikke lik i hele breen.  Spenningen vil være størst nær bunnen av breen og avta oppover i isen.  Så vil også deformasjonen avta oppover i isen. Konsekvensen blir at deformasjonshastigheten avtar. 
Helt riktig er det nok ikke å si at Vo = Vi + Vs, fordi det viser seg at hastigheten i breen er størst like under det rigide laget, dvs. 30-40 m fra overflaten. 
Figuren viser såleglidning og deformasjonshastighet i en dalbre med plant underlag. I praksis vil ikke brebevegelsene bestandig ha et bestemt forhold mellom deformasjonshastighet og såleglidning, dette skyldes at undelagets topografi er ugjevn. Hvis overflaten får variabel helningsgrad, vil dette føre til hastighetsforandring og forholdet deformasjonshastighet og såleglidning vil forandre seg. Når det blir brattere, vil  breen strømmer raskere , og den vil  tynnes ut og "strekkes". Hvis overflaten får redusert heldningsvinkel, vil breen flyte saktere, ismassen trykkes sammen og breen blir tykkere.  
Såleglidning vil dominere i strekkområdene, mens deformasjonshastigheten vil dominere i kompresjonsområdene. Sålehastigheten vil avta i kompresjonsområdet fordi ismassene ved bunnen støter mot foranliggende is, og dette kommer selvfølgelig av at helningsgrader minker. Derimot øker deformasjonshastigheten fordi økt normalspenning og strekkspenningfører til større indre spenninger. Resultatet blir at deformasjonsgraden øker. Derimot i strekkområdet vil isen gli bedre p.g.a. helningsvinkel. Men bremassen vil bli tynnere og dette fører til at deformasjonshastigheten reduseres. 
Den absolutte hastigheten redusert nedover breen. Hovedårsaken er at ismassen blir tynnere og det virker inn på både såleglidning og deformasjonshastigheten. 

På de fleste breer vil man finne ett eller flere brefall. Her har gjerne breen bratt heldningsvinkel over en lengre strekning . Dette vi føre til at hastigheten øker noe kolossalt, i mange tilfeller flerdobbelt av hastigheten lenger nede på bretunga. I brefall vil såleglidninga ha størst betydning for bevegelsen. På Austerdalsbreen,en utløper av Jostedalsbreen, har det vært gjort en rekke bevegelsesundersøkelser. Resultatet er at hastigheten her har økt til rundt 1000 m/år mot bare noen ganske få meter oppe på platået. 

Bevegelsesmønster sett ovenifraSer man på en breunge ovenifra, vil man se at fronten er halvsirkelformet. Det viser seg at isen har størst hastighet midt på breen og avtar når ved kantene. Årsaken til denne bevegelsesformen er friksjon mellom bre /underlag og bre/kantene. Deformasjonen være størst der hvor breen er tykkest, og det er i nærheten av breens midtpunkt. 
En idealisetr dalbre sett ovenifra vil ha en speiell form. Hastigheten vil hele veien være størst midt på breen.  I tilvekstområdet vil dette føre til at breen blir trykket ned på midten,slik at isen får en konkav form. Derimot vil breen få en konveks form i avsmeltingsområdet, fordi isen vil hope seg opp og smeltinga er større ute ved kantene.