Чрезмерное углубление - Overdeepening

Согне-фьорд в Норвегия, второй по длине фьорд в мире, имеет характерное переуглубление.

Чрезмерное углубление это характеристика бассейны и долины разрушен ледники. Переглубленный профиль долины часто размывается до глубин, которые на сотни метров ниже самой глубокой непрерывной линии ( тальвег ) по долине или водоток. Это явление наблюдается под современными ледниками, в соленой воде. фьорды и пресноводных озер, оставшихся после таяния ледников, а также в туннельные долины которые частично или полностью заполнены осадок. Когда канал произведенный ледником заполнен обломки, недра геоморфическая структура оказывается эрозионно разрезанным на коренная порода и впоследствии заполнен отложениями. Эти чрезмерно заглубленные врезы в каркасных конструкциях могут достигать глубины нескольких сотен метров от дна долины.[1]

Чрезмерно заглубленные фьорды и озера имеют значительную экономическую ценность как гавани и рыбные промыслы. Чрезмерно заглубленные бассейны и долины, заполненные наносами (так называемые туннельные долины ) представляют особый интерес для инженеров, геологов-нефтяников и гидрологов; Инженеры применяют информацию для разработки фундаментов и строительства туннелей, геологи-нефтяники используют местоположение долин туннелей для определения потенциальных месторождений нефти, а гидрологи применяют эти знания для управления ресурсами подземных вод.[1]

Основные типы

Чрезмерное заглубление проявляется во многих геологических объектах, подвергшихся ледниковой эрозии. Это обычное явление для фьордов, озер и цирков, образованных ледниками, ограниченными гористой местностью, а также туннельных долин, образованных на периферии континентальных ледников, которые характерны для ледниковых периодов.

Фьорды

Классический глубинный профиль чрезмерно углубленного фьорда.

Фьорды образуются, когда ледник прорезает U-образную долину за счет эрозии окружающей коренной породы. Большинство фьордов чрезмерно углублены (т. Е. Глубже, чем прилегающее море). Во фьордах обычно есть подоконник или подняться в их устье, вызванное уменьшенной эрозией к устью и дополненное предыдущим ледником. конечная морена, в некоторых случаях вызывая сильные приливные течения с сопутствующими морскими порогами.

В Согне-фьорд в Норвегии простирается на 205 километров (127 миль) вглубь страны. Максимальная глубина составляет 1308 метров (4291 фут) ниже уровня моря, и, как это характерно для чрезмерного углубления, самые большие глубины находятся во внутренних частях фьорда. Около устья дно резко поднимается до подоконник около 100 метров (330 футов) ниже уровня моря. Средняя ширина главного рукава Согне-фьорда составляет около 4,5 км (2,8 мили). Скалы, окружающие фьорд, почти отвесно поднимаются из воды на высоту 1000 метров (3300 футов) и более. В Скелтон-Инлет в Антарктида показывает аналогичное превышение глубины до 1933 м (6342 фута), как и Канал Мессье в Чили, которая углубляется до 1288 м (4226 футов).

Гейрангер-фьорд в Норвегия которые спускаются на 600 метров (2000 футов) ниже уровня моря.

Несье пишет, что «... ледники необходимы для образования фьордов. Самым сильным признаком ледниковой эрозии является чрезмерное углубление дна фьордов значительно ниже нынешнего и прошедшего уровня моря и их внешнего порога скальной породы. Измеренный по объему, разрушенному за ограниченный промежуток времени, лед поток, образующий свой собственный четко очерченный дренажный канал (фьорд), по-видимому, является одним из самых значительных эрозионных агентов, действующих на Земле ».[2]

Озера фьордов

Конистон Уотер иллюстрирует типичный профиль озера фьорда, длина которого превышает ширину в 10 раз.

Некоторые пресноводные озера, которые образовались в длинных долинах с ледниковой резьбой, с обширным углублением и часто с конечными морены блокирующие выход называют фьордами или «озерами фьордов» (в соответствии с норвежским соглашением об именах фьордов).[3] Озера фьордов обычно образуются в горных районах, в которых ледяные потоки проходят через узкие долины.

Хотя они существуют во многих странах, озера фьордов, найденные в британская Колумбия, Канада иллюстрируют их природу. Здесь внутреннее плато изрезано многочисленными вытянутыми, ледниковыми озерами. Одно такое озеро Оканаган озеро, который имеет ширину 3,5 км, длину 120 км и выкопан в результате ледниковой эрозии на более чем 2000 м (6562 фута) ниже окружающего плато (и на 600 м (1969 футов) ниже уровня моря), хотя большая часть этой глубины заполнена ледниковыми отложений, так что текущая максимальная глубина озера составляет 232 м (761 фут). Похожий фьордовые озера более 100 км (62 мили) в длину встречаются в других местах Британской Колумбии.[4] Озеро Кутеней расположен между Селкирк и Перселл Горные хребты в Кутеней регион британская Колумбия составляет примерно 100 км (62 мили) в длину и 3-5 км в ширину, ранее сбрасываемых через Желоб Перселла в озеро Миссула в Монтана. по аналогии туннельные каналы в Flathead Valley под озером Флэтхед образовались подледниковым дренажем из множества источников, таких как северо-запад долины (желоб Скалистых гор), север долины (хребет Уайтфиш) и северо-восток долины (средняя и северная развилки реки Флэтхед) и попал в долину, выйдя на юг, в долину Мишен и ледниковое озеро Миссула. Основания туннельных каналов прорезаны значительно ниже возвышения озера Флэтхед, что указывает на эрозию подледных туннельных каналов с гидростатическим давлением подо льдом в Британской Колумбии.[5]

Туннельные долины

Озера пальцев Нью-Йорка. Расположенные к югу от озера Онтарио озера Фингер образовались в туннельных долинах.

А туннельная долина представляет собой большую длинную U-образную долину, первоначально прорезанную ледниковым льдом у края континентальных ледяных щитов, таких как та, которая сейчас покрывает Антарктиду, а в прошлом покрывала части всех континентов. ледниковые периоды.[6] Они различаются по размерам (до 100 км в длину и до 4 км в ширину). В туннельных долинах наблюдается классическое переуглубление с максимальной глубиной, которая может варьироваться от 50 до 400 м; они различаются по глубине вдоль длинной оси. Их поперечные сечения демонстрируют крутые склоны (похожие на стенки фьорда) и плоское дно, характерные для подледниковой эрозии. Туннельные долины образовались подледниковой эрозией водой и служили подледными дренажными путями, несущими большие объемы талой воды. В настоящее время они выглядят как сухие долины, озера, впадины морского дна и как области, заполненные наносами. Если они заполнены отложениями, их нижние слои заполнены в основном ледниковыми, ледниково-флювиальными или ледниково-озерными отложениями, дополненными верхними слоями заполнения умеренного пояса.[7] Их можно найти в районах, ранее покрытых ледниковыми покровами, включая Африку, Азию, Северную Америку, Европу, Австралию, а также на шельфе Северного моря, Атлантики и в водах вблизи Антарктиды.

В технической литературе туннельные долины встречаются под несколькими терминами, включая туннельные каналы, подледниковые долины и линейные врезы.

Цирки

Формирование цирка.

В результате быстрой подледной эрозии могут образоваться переуглубления, в которых ледниковое дно поднимается в направлении ледяного потока. цирки возле вершин ледников. Форма вогнутого амфитеатра открыта со стороны спуска, что соответствует более плоской части сцены, в то время как чашеобразная зона сидения, как правило, представляет собой крутые скалистые склоны, на которых лед и ледяной мусор соединяются и сходятся с трех или более высоких сторон. Дно цирка заканчивается чашеобразной формой, так как это сложная зона конвергенции, объединяющая ледяные потоки с разных направлений и сопутствующие им каменные породы, поэтому испытывает несколько более высокие силы эрозии и чаще всего выкапывается несколько ниже уровня низкого уровня цирка. боковой выход (сцена) и его нисходящая (закулисная) долина.[8] А карьер после таяния ледника образуется в чрезмерно заглубленном регионе.

Геоморфология

Чрезмерно заглубленные бассейны в Гамбурцевские горы из Антарктида.

Ледниковая эрозия происходит за счет абразии, когда лед и увлеченные обломки перемещаются по подстилающей коренной породе, за счет водной эрозии и переноса наносов, а также за счет циклов замораживания-оттаивания, которые выветривают коренные породы. Все процессы наиболее эффективны на дне ледникового льда - следовательно, ледник размывается внизу. Наличие льда в зазоре снижает скорость выветривания боковых стенок, что приводит к крутым боковым стенкам. Когда течение ледникового потока сдерживается окружающей топографией, самые узкие области потока будут истираться быстрее всего и врезаться наиболее глубоко, даже на глубину более 1000 метров ниже уровня моря. Результирующий профиль, наблюдаемый через лед с помощью радара или видимый после таяния льда, называется чрезмерно углубленным. Хотя исследования по-прежнему позволяют полностью понять вовлеченные процессы, значительный прогресс был очевиден в конце 20-го и начале 21-го веков. В этом разделе подробно описаны основные элементы возникающего понимания процессов, вызывающих чрезмерное углубление.

Гляциологи провели детальную радиолокационную съемку Антарктида с Гамбурцевские горы вовремя Международный полярный год, что позволяет определить толщину вышележащего ледникового льда и возвышение коренной породы ниже. Обследование показывает чрезмерное углубление в днище долины до 432 метров (1417 футов), в то время как долины имеют крутые боковые желоба. На рисунке слева показаны три основные области чрезмерного углубления, протяженностью 3 км (2 мили), 6 километров (4 мили) и 16 километров (10 миль).[9] Части этого профиля будут использованы для иллюстрации образования переуглубленных долин.

Зона Headwall

Основные зоны связаны с переуглубленным участком ледника.

Сторона переуглубления, выходящая за пределы ледника, называется головной стеной, а сторона спуска - отрицательным уклоном. Вода, стекающая по стене, набирает энергию, которая тает окружающий лед, создавая каналы. По мере того, как вода проходит через дно, ее температура продолжает падать; поскольку в этот момент он находится под высоким давлением, температура плавления снижается, и вода становится переохлажденной, поскольку она тает окружающий лед. Текущая вода переносит отложения и местами размывает коренные породы.[10]

Отвод поверхностных вод через Мулен к подледной системе каналов, которые позволяют течь в полости во льду. По мере увеличения потока потеря головы в водоводах увеличивается, что приводит к увеличению уровня воды и, соответственно, более высокому гидравлическому давлению в верхней части ледника. Когда каналы создают давление, они создают давление в полостях и пористом базальном слое. Повышение давления поддерживает воду внутри ледника, а повышенное давление на дне снижает давление, которое лед оказывает на слой (называемое эффективным давлением на дне). Поскольку трение о ложе пропорционально эффективному давлению в ложе, это повышение давления способствует базальному движению ледника.[11][12][13]

Эрозия наиболее велика вдоль верхней стенки. Это связано с сезонным поступлением воды в эти районы через Мулен, что приводит к изменяющимся, но периодически высоким давлениям, высоким расходам и большим колебаниям температуры. Считается, что это изменение способствует добыче блоков из верхней стены в сочетании с эрозионной способностью быстро движущихся потоков обломков, увлекаемых текущей водой.[10]

Канализированная зона

Талая вода с поверхности ледника имеет тенденцию мигрировать к основанию ледникового покрова. Оказавшись там, вода смазывает поверхность раздела между льдом и скальной породой. Гидравлическое давление воды становится значительным - оно обусловлено уклоном поверхности вышележащего льда и рельефом дна. Гидравлическое давление частично компенсирует вес ледника (лед с более низкой плотностью имеет тенденцию вытесняться водой). Оба эффекта усиливают базальное движение льда. Данные о движении льда показывают существенное увеличение скорости льда в периоды, когда присутствует талая вода (например, летом (по сравнению с зимними фоновыми значениями. Ледник движется не равномерно, а скорее демонстрирует изменяющиеся модели движения по мере прохождения сезона, что приводит к в результате сезонной эволюции подледниковой дренажной системы. Наибольшие движения ледников наблюдались в переходные периоды, когда в ледник поступало все больше воды.[14][15]

Переменный приток воды увеличивает скорость потока льда. Наблюдения показывают, что подледная вода стекает либо по каналам при низком давлении, либо через взаимосвязанные полости при высоком давлении. При превышении критической скорости потока воды возникает образование каналов и замедление ледников. Более высокие скорости устойчивого потока воды фактически подавляют движение ледников. Эпизодическое увеличение поступления воды, например, вызванное сильными суточными циклами таяния, приводит к временным скачкам давления воды. Такие шипы вызывают ускорение на льду. Точно так же дождь и осушение поверхностных озер вызовут движение.[13]

Аналитические модели ледниковой эрозии предполагают, что потоки льда, проходящие через ограниченные пространства, такие как горные перевалы, вызывают усиленную эрозию под более толстыми и более быстрыми потоками льда, которые углубляют канал под областями как вверх по течению, так и вниз по течению. Основное физическое явление состоит в том, что эрозия увеличивается с увеличением скорости разряда льда. Хотя это упрощает сложные взаимосвязи между изменяющимся во времени климатом, поведением ледяного покрова и характеристиками пласта, это основано на общем признании того, что усиленные разряды льда обычно увеличивают скорость эрозии. Это связано с тем, что скорость базального скольжения и скорость эрозии взаимосвязаны и определяются одними и теми же переменными: толщиной льда, уклоном нижележащего пласта, вышележащим ледниковым уклоном и базальной температурой. В результате смоделированные фьорды являются самыми глубокими через самые узкие каналы (т. Е. Регионы с самым высоким окружающим наивысшим рельефом). Это соответствует реальным физическим наблюдениям за фьордами.[16]

Зона отрицательного склона

По мере того, как он продолжает течь и начинает подниматься по неблагоприятному склону под умеренными (или «теплыми») ледниками, давление снижается и ледяной лед срастается в базальный лед. Отложения, переносимые водой, будут захвачены наросшим льдом.[17] В той точке ледника, где лед срастается на отрицательном склоне около его окончания, абляция верхней поверхности льда превышает (для недавно наблюдаемых ледников) скорость нарастания льда на дне. Конечный эффект заключается в том, что для ледника, который сохраняет свою общую форму, ледниковая масса будет переноситься потоком воды для образования нового льда, переносом наносов в слои толщиной в несколько метров, наблюдаемых в зоне аккреции, и движением всей массы льда для восстановления. лед потерял из-за абляции.[10]

Переносимость наносов и количество наносов в ледниках подледниковых ручьев, в которых вода не переохлаждена, и для ледников, находящихся далеко от режима переохлаждения, существенно различаются. Когда морена или образовалась моренная отмель (коренная порода), переуглубление заканчивается растущим слоем наносов. Когда наблюдается значительное увеличение высоты на неблагоприятном склоне, лед растет из-за переохлаждения потоков, текущих вверх по чрезмерно крутой поверхности моренного отмели, что приводит к падению транспортной способности ниже загруженного груза, вызывая отложение, заполняющее неблагоприятную поверхность чрезмерного углубления обратно в сторону порог переохлаждения. Когда поток может удалить весь доставленный осадок, но не может быстро разрушить коренную породу, поскольку ледник вверх по течению разрушает коренную породу в чрезмерно углубленной области, тогда лед образуется на нижних породах, а подледниковая эрозия опускает ложе ледника в чрезмерно углубленной области, оставляя коренные породы подоконник.[8]

Формирование подледниковой ледяной линзы

Ледяная линза растет в ледниковом слое и в коренных породах под ледниковым льдом.

Подледниковая эрозия ускоряется подледниковыми ледяная линза образование, которое способствует процессу переуглубления.

Полосы осадка или ледниковый до наблюдались под ледниковыми щитами Антарктики; Считается, что они возникают в результате образования линз льда в обломках и в коренных породах. В ледниковых регионах с более быстрым течением ледяной щит скользит по водонасыщенным отложениям (ледниковый тилль) или фактически плавает по слою воды. Тилла и вода служили для уменьшения трения между основанием ледяного покрова и коренной породой. Эти подледниковые воды поступают из поверхностных вод, которые сезонно стекают из-за таяния на поверхности, а также из-за таяния основания ледникового покрова.[18]

Рост ледяных линз в коренных породах под ледником прогнозируется в летние месяцы, когда у подножия ледника достаточно воды. Ледяные линзы образуются в скальной породе, накапливаясь до тех пор, пока порода не станет достаточно ослабленной, чтобы она срезала или откололась. Слои горных пород вдоль границы между ледниками и коренными породами высвобождаются, образуя большую часть отложений в этих базальных областях ледников. Поскольку скорость движения ледника зависит от характеристик этого базального льда, исследования продолжаются, чтобы лучше количественно оценить это явление.[19]

Примеры чрезмерного углубления

Норвежские озера фьордов

Озера норвежских фьордов служат прекрасной иллюстрацией чрезмерного углубления; все дно озер в следующем списке из девяти самых глубоких озер фьордов в Норвегии расположены ниже уровня моря, хотя озера являются пресноводными.[20]

Нет.ИмяГлубина
(м)		Высота поверхности над уровнем моря (м)Глубина ниже уровня моря (м)
1Хорниндалсватнет514 метров (1686 футов)53 метра (174 футов)-460 метров (-1,510 футов)
2Салсватнет482 метра (1581 футов)16 метров (52 футов)-466 метров (-1,529 футов)
3Озеро Тинн460 метров (1510 футов)190 метров (620 футов)-270 метров (-890 футов)
4Mjøsa444 метра (1,457 футов)121 метр (397 футов)-323 метров (-1,060 футов)
5Фиресватн377 метров (1237 футов)279 метров (915 футов)-98 метров (-322 футов)
6Сулдалсватнет376 метров (1234 футов)68 метров (223 футов)-308 метров (-1,010 футов)
7Бандак325 метров (1066 футов)72 метра (236 футов)-253 метра (-830 футов)
8Lundevatn314 метров (1030 футов)49 метров (161 футов)-265 метров (-869 футов)
9Storsjøen (в Рендалене)309 метров (1014 футов)259 метров (850 футов)-50 метров (-160 футов)

Альтернативное употребление термина «чрезмерное углубление»

Геологи применяют термин чрезмерное углубление к одному явлению, отличному от чрезмерного углубления ледников, - драматическому вырубанию речной долины, которое может произойти, когда море, в которое она впадает, высыхает. В том, что называется Мессинский кризис солености то Средиземное море бассейн был геологически отделен от Атлантический океан. Испарение понизило уровень моря более чем на 1000 метров в устье реки. Река Рона и 2500 метров в устье река Нил, что приводит к переуглублению этих долин.[21] В Нил сократить его русло до нескольких сотен футов ниже уровня моря далеко вверх по течению на Асуан, и 8000 футов (2500 м ) ниже уровня моря к северу от Каир.[22]

Ссылки и примечания

  1. ^ а б Фибиг, Маркус; Фрэнк Преуссер; Курт Деккер; Кристиан Шлюхтер (2010). «Предисловие: специальный раздел статей, посвященный чрезмерно заглубленным бассейнам и долинам в альпийской области». Швейцарский журнал наук о Земле. Интернет-первый (3): 327–328. Дои:10.1007 / s00015-010-0040-2.
  2. ^ Фьорды Норвегии: сложное происхождение живописного ландшафта; Атле Несье; 2010; Геоморфологические ландшафты мира; Страницы 223-234
  3. ^ Нэсмит, Хью (1962). «Поздняя ледниковая история и поверхностные отложения долины Оканаган, Британская Колумбия». Виктория, Британская Колумбия, Канада: Министерство энергетики, горнодобывающей промышленности и нефтяных ресурсов Британской Колумбии. Цитировать журнал требует | журнал = (помощь)
  4. ^ Eyles, N .; Mullins, H.T .; Хайн, А. С. (1990). «Густой и быстрый: отложения в плейстоценовом фьордовом озере Британской Колумбии, Канада». Геология. 18 (11): 1153. Bibcode:1990 Geo .... 18.1153E. Дои:10.1130 / 0091-7613 (1990) 018 <1153: TAFSIA> 2.3.CO; 2.
  5. ^ Смит, Ларри Н. (2004). «Стратиграфия позднего плейстоцена и ее значение для дегляциации и подледниковых процессов плоской лопасти Кордильерского ледникового щита, долина Флэтхед, Монтана, США». Осадочная геология. Эльзевир. 165 (3–4): 295–332. Bibcode:2004SedG..165..295S. Дои:10.1016 / j.sedgeo.2003.11.013.
  6. ^ Йоргенсен, Флемминг; Питер Б.Э. Сандерсен (июнь 2006 г.). «Погребенные и открытые туннельные долины в Дании - эрозия под множеством ледяных щитов». Четвертичные научные обзоры. 25 (11–12): 1339–1363. Bibcode:2006QSRv ... 25.1339J. Дои:10.1016 / j.quascirev.2005.11.006.
  7. ^ Дерст Штуки, Мирджам; Регина Ребер; Фриц Шлунеггер (июнь 2010 г.). «Подледные туннельные долины в Альпийском холме: пример из Берна, Швейцария» (PDF). Швейцарский журнал наук о Земле. Springer (сначала онлайн). 103 (3): 363–374. Дои:10.1007 / s00015-010-0042-0. S2CID  56350283.
  8. ^ а б Alley, R.B .; Д. Э. Доусон; Г. Дж. Ларсон; Э. Б. Эвенсон; Дж. С. Бейкер (14 августа 2003 г.). «Стабилизирующие обратные связи при эрозии ложа ледника». Природа. Издательство Nature PublishingGroup. 424 (6950): 758–760. Bibcode:2003Натура.424..758А. Дои:10.1038 / природа01839. PMID  12917679. S2CID  4319448.
  9. ^ Bo, S .; Siegert, M. J .; Mudd, S.M .; Sugden, D .; Fujita, S .; Xiangbin, C .; Yunyun, J .; Xueyuan, T .; Юаньшэн, Л. (2009). «Гамбурцевские горы и происхождение и ранняя эволюция Антарктического ледникового щита». Природа. 459 (7247): 690–693. Bibcode:2009Натура.459..690Б. Дои:10.1038 / природа08024. PMID  19494912. S2CID  4381263.
  10. ^ а б c Аллея, Ричард Б.; Дж. К. Штрассер; Д. Е. Лоусон; Э.Б. Эвенсон; Дж. Дж. Ларсон (1999). «Ледниковые процессы в прошлом и настоящем: гляциологические и геологические последствия обледенения базальных отложений в углублениях». Специальная бумага 337. Геологическое общество Америки: 1–10. Дои:10.1130 / 0-8137-2337-x.1. ISBN  978-0-8137-2337-2. Получено 13 декабря 2010.
  11. ^ Bartholomaus, T. C .; Андерсон, Р. С .; Андерсон, С. П. (2008). «Реакция базального движения ледника на кратковременное накопление воды». Природа Геонауки. 1 (1): 33–37. Bibcode:2008НатГе ... 1 ... 33B. Дои:10.1038 / ngeo.2007.52.
  12. ^ Харпер, Дж. Т .; Bradford, J. H .; Хамфри, Н. Ф .; Мейербахтол, Т. В. (2010). «Вертикальное продолжение подледниковой дренажной системы в базальные трещины». Природа. 467 (7315): 579–582. Bibcode:2010Натура.467..579H. Дои:10.1038 / природа09398. PMID  20882014. S2CID  205222355.
  13. ^ а б Шуф, К. (2010). «Ускорение ледяного покрова, вызванное изменчивостью подачи таяния». Природа. 468 (7325): 803–806. Bibcode:2010Натура.468..803С. Дои:10.1038 / природа09618. PMID  21150994. S2CID  4353234.
  14. ^ Bartholomew, I .; Nienow, P .; Mair, D .; Хаббард, А .; King, M. A .; Соле, А. (2010). «Сезонная эволюция подледникового дренажа и ускорения в выходном леднике Гренландии». Природа Геонауки. 3 (6): 408–411. Bibcode:2010NatGe ... 3..408B. Дои:10.1038 / NGEO863.
  15. ^ Stearns, L.A .; Smith, B.E .; Гамильтон, Г. С. (2008). «Повышенная скорость течения на большом выходном леднике Восточной Антарктики, вызванная подледными наводнениями». Природа Геонауки. 1 (12): 827–831. Bibcode:2008NatGe ... 1..827S. Дои:10.1038 / ngeo356.
  16. ^ Кесслер, М. А .; Андерсон, Р. С .; Бринер, Дж. П. (2008). «Выход фьорда на окраину континента за счет топографической управляемости льда». Природа Геонауки. 1 (6): 365–369. Bibcode:2008НатГе ... 1..365K. Дои:10.1038 / ngeo201.
  17. ^ Доказательством этого являются повышенные концентрации трития, образовавшегося в результате испытаний атмосферного оружия, в базальном льду нескольких ледников (что означает молодой лед) и наблюдение быстрого роста кристаллов льда вокруг выходных отверстий для воды на концах ледников.
  18. ^ Белл, Р. Э. (2008). «Роль подледниковой воды в балансе массы ледникового покрова». Природа Геонауки. 1 (5): 297–304. Bibcode:2008НатГе ... 1..297B. Дои:10.1038 / ngeo186.
  19. ^ Ремпель, А. В. (2007). «Образование ледяных линз и морозного пучения». Журнал геофизических исследований. 112. Bibcode:2007JGRF..11202S21R. Дои:10.1029 / 2006JF000525.
  20. ^ Сеппала, Матти (2005). Физическая география Фенноскандии. Издательство Оксфордского университета. п. 145. ISBN  978-0-19-924590-1.
  21. ^ Гарсия-Кастелланос, Д .; Estrada, F .; Хименес-Мунт, I .; Горини, С .; Fernàndez, M .; Vergés, J .; Де Висенте, Р. (2009). «Катастрофическое наводнение Средиземного моря после мессинского кризиса солености». Природа. 462 (7274): 778–781. Bibcode:2009Натура 462..778Г. Дои:10.1038 / природа08555. PMID  20010684. S2CID  205218854.
  22. ^ Уоррен, Дж. (2006). Эвапориты: отложения, ресурсы и углеводороды. Birkhäuser. п. 352. ISBN  978-3-540-26011-0. Получено 9 июн 2010.