Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску
Согне-фьорд в Норвегии , второй по длине фьорд в мире, имеет характерное чрезмерное углубление.

Переглубление характерно для бассейнов и долин, размытых ледниками . Переглубленный профиль долины часто размывается до глубин, которые на сотни метров ниже самой глубокой непрерывной линии ( тальвега ) вдоль долины или водотока . Это явление наблюдается под современными ледниками, в соленых фьордах и пресноводных озерах, оставшихся после таяния ледников, а также в долинах туннелей, которые частично или полностью заполнены отложениями . Когда канал , образованный ледником, заполнен обломками , подземная геоморфная структураобнаружено, что эрозионно врезан в коренные породы 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 большое экономическое значение как гавани и рыбные промыслы. Чрезмерно заглубленные бассейны и долины, заполненные отложениями (называемые туннельными долинами ), представляют особый интерес для инженеров, геологов-нефтяников и гидрологов; Инженеры применяют информацию для разработки фундаментов и строительства туннелей, геологи-нефтяники используют местоположения долин туннелей для определения потенциальных месторождений нефти, а гидрологи применяют эти знания для управления ресурсами подземных вод. [1]

Основные типы [ править ]

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

Фьорды [ править ]

Классический глубинный профиль переувлажненного фьорда.

Фьорды образуются, когда ледник прорезает U-образную долину в результате эрозии окружающей скальной породы. Большинство фьордов чрезмерно углублены (т. Е. Глубже, чем прилегающее море). У фьордов обычно есть подоконник или возвышение у устья, вызванное уменьшенной эрозией к устью и дополненное конечной мореной предыдущего ледника , в некоторых случаях вызывая экстремальные приливные течения с сопутствующими морскими порогами.

Sognefjord в Норвегии простирается 205 км (127 миль) внутри. 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 порога примерно на 100 метров (330 футов) ниже уровня моря. Средняя ширина главной ветви 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. Skelton на входе в Антарктиде показывает аналогичный overdeepening до 1,933 м (6342 футов), как это делает Messier канал в Чили , который углубляется до 1288 м (4,226 футов).

Гейрангер-фьорд в Норвегии, который спускается на 600 метров (2000 футов) ниже уровня моря.

Несье пишет: «... 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 скал. 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 [ править ]

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

Некоторые пресноводные озера, которые образовались в длинных долинах, вырезанных ледниками, с обширным углублением и часто с конечными моренами, блокирующими выход, называются фьордами или «озерами фьордов» (что следует норвежской конвенции о присвоении имен фьордам). [3] Озера фьордов обычно образуются в горных районах, которые протекают по узким долинам.

Хотя они существуют во многих странах, озера фьордов, обнаруженные в Британской Колумбии , Канаде, служат иллюстрацией их природы. Здесь внутреннее плато изрезано многочисленными вытянутыми, ледниковыми озерами. Одним из таких озер является озеро Оканаган , которое имеет ширину 3,5 км, длину 120 км и раскопано в результате ледниковой эрозии до глубины более 2000 м (6562 фута) ниже окружающего плато (и 600 м (1969 футов) ниже уровня моря), хотя большая часть эта глубина заполнена ледниковыми отложениями, так что текущая максимальная глубина озера составляет 232 м (761 фут). Подобные озера фьордов, длина которых превышает 100 км (62 мили), находятся в других местах Британской Колумбии. [4] Озеро Кутеней, расположенное между Селкирком.и горные хребты Перселла в регионе Кутеней в Британской Колумбии имеют длину примерно 100 км (62 мили) и ширину 3-5 км, которые ранее сбрасывались через желоб Перселла в озеро Миссула в штате Монтана . Аналогичным образом туннельные каналы в долине Флэтхедпод 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 то, что эрозия произошла в подледных туннельных каналах с гидростатическим давлением подо льдом в Британской Колумбии. [5]

Туннельные долины [ править ]

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

Туннель долина является большим, длинным, трого первоначально вырезать под ледниковым льдом вблизи края материковых ледниковых покровов , такие , как в настоящее время охватывает Антарктиду и ранее охватывающие части всех континентов в течение последних ледниковых периодов . [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 ледников. 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 в прибрежных водах Северного моря, Атлантики и в водах вблизи Антарктиды.

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

Цирки [ править ]

Формирование цирка.

Быстрая подледниковая эрозия приводит к переуглублению, в котором ледниковое дно поднимается в направлении ледникового потока, и могут образовываться цирки возле вершин ледников. Форма вогнутого амфитеатра открыта со стороны спуска, что соответствует более плоской части сцены, в то время как чашеобразная зона отдыха обычно представляет собой крутые скалистые склоны, на которых лед и ледяной мусор объединяются 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 нагрузки, 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] АТарн образуется в чрезмерно заглубленном регионе после таяния ледника.

Геоморфология [ править ]

Overdeepened бассейны в гор Гамбурцева в Антарктиде .

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, в результате чего боковые стенки крутые. Когда течение ледникового ледяного потока ограничивается 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 все еще 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 детальный радиолокационный обзор Антарктиды «s гора Гамбурцева во время Международного полярного года , что позволяет как вышележащие ледниковые толщины льда и высоту коренных пород ниже , чтобы найти. Обследование показывает чрезмерное углубление в дне долины до 432 метров (1417 футов), в то время как в долинах видны 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 использоваться для иллюстрации образования чрезмерно заглубленных долин.

Зона Headwall [ править ]

Основные зоны связаны с чрезмерно углубленным участком ледника.

Верхняя сторона углубления называется головной стеной, а нижняя сторона - отрицательным уклоном. Вода, стекающая по верхней стене, накапливает 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]

Поверхностные воды стекают через Мулен в подледниковую систему каналов, которые позволяют течь в полости во льду. По мере увеличения потока увеличивается потеря напора в трубопроводах, что приводит к увеличению уровня воды и, соответственно, более высокому гидравлическому давлению в верхней части ледника. По мере того как каналы создают давление, они повышают давление в полостях и пористом базальном слое. Повышение давления поддерживает воду в леднике, а повышенное давление на ложе снижает давление льда на ложе (называемое эффективным давлением у дна). 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]

Ченнелинговая зона [ править ]

Талая вода с поверхности ледника имеет тенденцию мигрировать к основанию ледникового покрова. Оказавшись там, вода смазывает поверхность раздела между льдом и коренной породой. Гидравлическое давление воды становится значительным - оно обусловлено уклоном поверхности вышележащего льда и рельефом дна. Гидравлическое давление частично компенсирует вес ледника (лед с меньшей плотностью имеет тенденцию вытесняться водой). Оба эффекта усиливают базальное движение льда. Данные о движении льда показывают существенное увеличение скорости льда в периоды наличия талой воды (т. Е. Летом (по сравнению с зимними фоновыми значениями. Ледник не движется равномерно, а скорее показывает изменяющиеся модели движения по мере прохождения сезона, что приводит к от 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 дренаж 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, лежащим сверху ледниковым уклоном и базальной температурой. В результате моделируемые фьорды являются самыми глубокими по самым узким каналам (т. Е.районы с наивысшим окружающим наивысшим рельефом). Это соответствует реальным физическим наблюдениям за фьордами.[16]

Зона отрицательного склона [ править ]

По мере того, как он продолжает течь и начинает подниматься вверх по неблагоприятному склону под умеренными (или «теплыми») ледниками, давление снижается, и рыхлый лед нарастает в базальный лед . Осадок, переносимый водой, будет уноситься нарастающим льдом. [17] В месте нарастания льда на отрицательном склоне около его окончания произошла 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 перемещением 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 в режиме переохлаждения, значительно различаются. Когда моренаили образовалась моренная отмель (коренная порода), переуглубление заканчивается растущим слоем наносов. При значительном увеличении отметки на неблагоприятном склоне лед растет из-за переохлаждения потоков, текущих по чрезмерно крутому склону моренной отмели, что приводит к падению транспортной способности ниже доставляемой нагрузки, вызывая отложение, заполняющее неблагоприятную поверхность чрезмерно углубляющейся спины. в сторону порога переохлаждения. Когда поток может удалить весь доставленный осадок, но не может разрушить коренную породу так быстро, как ледник выше по течению разрушает коренную породу в переуглубленной области, тогда лед образуется на коренной породе, и подледная эрозия опускает дно ледника в переуглубленной области, оставляя подоконник из коренной породы. [8]

Формирование подледниковой ледяной линзы [ править ]

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

Подледная эрозия ускоряется образованием подледниковой линзы льда , что способствует процессу переуглубления.

Под антарктическими ледяными щитами наблюдались полосы осадочных пород или ледникового покрова; 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 скальной породе 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 срезалась 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 ледников зависит от характеристик этого базального льда, исследования продолжаются, чтобы лучше количественно оценить это явление. [19]

Примеры чрезмерного углубления [ править ]

Норвежские озера фьордов [ править ]

Озера норвежских фьордов служат прекрасной иллюстрацией чрезмерного углубления; все дно озер в следующем списке из девяти самых глубоких озер фьордов в Норвегии лежат 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 метра (-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 использование термина «чрезмерное углубление» [ править ]

Геологи применяют термин чрезмерное углубление к одному явлению, отличному от чрезмерного углубления ледников, - драматическому срезанию речной долины, которое может произойти, когда море, в которое она впадает, высыхает. Во время так называемого мессинского кризиса солености бассейн Средиземного моря был геологически отделен от Атлантического океана . Испарение снизило уровень моря более чем на 1000 метров в устье реки Рона и на 2500 метров в устье реки Нил , что привело к чрезмерному углублению этих долин. [21] Нил сократить свою кровать вниз до нескольких сот футов ниже уровня моря далеко вверх по течению в Асуане , и 8000 футов (2500м ) ниже уровня моря к северу от Каира . [22]

Ссылки и примечания [ править ]

  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. DOI : 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 |journal=( помощь )
  4. ^ Eyles, N .; Mullins, HT; Хайн, AC (1990). «Толстый и быстрый: отложения в плейстоценовом фьордовом озере Британской Колумбии, Канада». Геология . 18 (11): 1153. Bibcode : 1990Geo .... 18.1153E . DOI : 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 в долине Плоской головы Кордильерского ледникового щита, долина Плоская голова, Монтана, США». Осадочная геология . Эльзевир. 165 (3–4): 295–332. Bibcode : 2004SedG..165..295S . DOI : 10.1016 / j.sedgeo.2003.11.013 .
  6. ^ Йоргенсен, Флемминг; Питер Б. Е. Сандерсен (июнь 2006 г.). «Похороненные и открытые туннельные долины в Дании - эрозия под множеством ледяных щитов». Четвертичные научные обзоры . 25 (11–12): 1339–1363. Bibcode : 2006QSRv ... 25.1339J . DOI : 10.1016 / j.quascirev.2005.11.006 .
  7. ^ Дерст Штуки, Мирьям; 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. DOI : 10.1007 / s00015-010-0042-0 . S2CID 56350283 .  
  8. ^ а б Аллея, РБ; Д.Е. Доусон; Дж. Дж. Ларсон; Э.Б. Эвенсон; GS Baker (14 августа 2003 г.). «Стабилизирующие обратные связи при эрозии ложа ледников». Природа . Издательство Nature PublishingGroup. 424 (6950): 758–760. Bibcode : 2003Natur.424..758A . DOI : 10,1038 / природа01839 . PMID 12917679 . S2CID 4319448 .  
  9. ^ Бо, S .; Зигерт, MJ; Мадд, С.М.; 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 : 2009Natur.459..690B . DOI : 10,1038 / природа08024 . PMID 19494912 . S2CID 4381263 .  
  10. ^ a b c Аллея, Ричард Б.; Дж. К. Штрассер; Д. Е. Лоусон; Э.Б. Эвенсон; Дж. Дж. Ларсон (1999). «Ледниковые процессы, прошлые и настоящие: гляциологические и геологические последствия обледенения базальных отложений в глубоких углублениях» . Специальная бумага 337 . Геологическое общество Америки: 1–10. DOI : 10.1130 / 0-8137-2337-x.1 . ISBN 978-0-8137-2337-2. Проверено 13 декабря 2010 года .
  11. ^ Bartholomaus, TC; Андерсон, RS; Андерсон, СП (2008). «Реакция базального движения ледника на кратковременное накопление воды». Природа Геонауки . 1 (1): 33–37. Bibcode : 2008NatGe ... 1 ... 33B . DOI : 10.1038 / ngeo.2007.52 .
  12. ^ Харпер, JT; Брэдфорд, JH; Хамфри, Н.Ф .; Meierbachtol, TW (2010). «Вертикальное продолжение подледниковой дренажной системы в базальные трещины» . Природа . 467 (7315): 579–582. Bibcode : 2010Natur.467..579H . DOI : 10,1038 / природа09398 . PMID 20882014 . S2CID 205222355 .  
  13. ^ a b Schoof, C. (2010). «Ускорение ледяного покрова, вызванное изменчивостью подачи таяния». Природа . 468 (7325): 803–806. Bibcode : 2010Natur.468..803S . DOI : 10,1038 / природа09618 . PMID 21150994 . S2CID 4353234 .  
  14. ^ Варфоломей, I .; Nienow, P .; Mair, D .; Хаббард, А .; Кинг, Массачусетс; Соле, А. (2010). «Сезонная эволюция подледникового дренажа и ускорения в выходном леднике Гренландии». Природа Геонауки . 3 (6): 408–411. Bibcode : 2010NatGe ... 3..408B . DOI : 10.1038 / NGEO863 .
  15. ^ Stearns, LA; Смит, BE; Гамильтон, GS (2008). «Повышенная скорость течения на большом выходном леднике Восточной Антарктики, вызванная подледными наводнениями». Природа Геонауки . 1 (12): 827–831. Bibcode : 2008NatGe ... 1..827S . DOI : 10.1038 / ngeo356 .
  16. ^ Кесслер, Массачусетс; Андерсон, RS; Бринер, JP (2008). «Выход фьорда на окраину континента за счет топографической управляемости льда». Природа Геонауки . 1 (6): 365–369. Bibcode : 2008NatGe ... 1..365K . DOI : 10.1038 / ngeo201 .
  17. ^ Доказательства этого включают повышенные концентрации трития, произведенного в ходе испытаний атмосферного оружия, в базальных льдах нескольких ледников (что означает молодой лед) и наблюдение быстрого роста кристаллов льда вокруг выходных отверстий на концах ледников.
  18. ^ Белл, RE (2008). «Роль подледниковой воды в балансе массы ледникового покрова». Природа Геонауки . 1 (5): 297–304. Bibcode : 2008NatGe ... 1..297B . DOI : 10.1038 / ngeo186 .
  19. ^ Ремпель, AW (2007). «Образование ледяных линз и морозного пучения». Журнал геофизических исследований . 112 . Bibcode : 2007JGRF..11202S21R . DOI : 10.1029 / 2006JF000525 .
  20. ^ Сеппала Матти (2005). Физическая география Фенноскандии . Издательство Оксфордского университета. п. 145. ISBN 978-0-19-924590-1.
  21. ^ Garcia-Castellanos, D .; 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 : 2009Natur.462..778G . DOI : 10,1038 / природа08555 . PMID 20010684 . S2CID 205218854 .  
  22. Перейти ↑ Warren, JK (2006). Эвапориты: отложения, ресурсы и углеводороды . Birkhäuser. п. 352. ISBN. 978-3-540-26011-0. Проверено 9 июня 2010 года .