Динамика ледникового покрова - Википедия - Ice-sheet dynamics

Скорость течения ледников в антарктическом ледяном щите.
Движение льда в Антарктиде

Динамика ледяного покрова описать движение внутри большие тела льда, такие, как сейчас Гренландия и Антарктида. В движении льда преобладает движение ледники, чей сила тяжести Активная деятельность контролируется двумя основными переменными факторами: температурой и прочностью их оснований. Ряд процессов изменяют эти два фактора, в результате чего циклические всплески активности перемежаются с более длительными периодами бездействия как почасово, так и по часам. столетие шкалы времени. Динамика ледникового покрова представляет интерес для моделирования будущего повышение уровня моря.

Анимация, показывающая смену ледника.
На этой анимации показано среднегодовое изменение массы в см водяного столба в течение 2003–2010 годов над Индийским субконтинентом. Желтыми кружками отмечены места расположения ледников. В этом регионе наблюдается значительная потеря массы (обозначенная синим и фиолетовым цветами), но она сосредоточена на равнинах к югу от ледников и вызвана истощение грунтовых вод. Наложение цветной полосы показывает диапазон отображаемых значений.

Общий

Граничные условия

Граница между ледяным потоком и океаном является важным элементом контроля скорости потока.

Распад Ларсен Б шельфовый ледник оказал огромное влияние на скорость его питающих ледников.

Шельфовые ледники толстые слои льда, плавающие в море, могут стабилизировать питающие их ледники. Они, как правило, накапливаются на вершинах, могут таять на своих основаниях и теленок айсберги на их периферии. Катастрофический крах Ларсен Б Шельфовый ледник в течение трех недель в феврале 2002 г. дал несколько неожиданных наблюдений. Ледники, питавшие ледяной покров (Кран, Jorum, Зеленый, Гектора - см. Изображение) значительно увеличилась в скорости. Это не могло быть связано с сезонной изменчивостью, поскольку ледники, впадающие в остатки шельфового ледника (Flask, Leppard), не ускорялись.[1]

Шельфовые ледники оказывают доминирующее влияние на Антарктиду, но менее важны в Гренландии, где ледяной щит встречается с морем. фьорды. Здесь таяние является основным процессом удаления льда,[2] что приводит к преимущественной потере массы по направлению к краям ледяного покрова, где айсберги окаймляют фьорды, а поверхностные талые воды стекают в океан.

Приливные эффекты также важны; влияние приливных колебаний длиной 1 м может ощущаться на расстоянии 100 км от моря.[3] Ежечасно волны движения льда могут модулироваться приливной активностью. Во время более крупных весенние приливы ледяной поток будет оставаться почти неподвижным в течение нескольких часов, прежде чем нагнетание составит около фута менее чем через час, сразу после пикового прилива; затем наступает стационарный период до следующего всплеска в середине или конце падающего прилива.[4][5] Во время приливов это взаимодействие менее выражено, если бы приливы не происходили более хаотично, примерно каждые 12 часов.[4]

Шельфовые ледники также чувствительны к базальному таянию. В Антарктиде это вызвано теплом, подаваемым на шельф приполярная глубокая вода ток, который на 3 ° C выше точки плавления льда.[6]

Помимо тепла, море может обмениваться солью с океанами. Эффект скрытого тепла, возникающий в результате таяния льда или замерзания морской воды, также играет роль. Эти эффекты, а также изменчивость снегопадов и базового уровня моря вместе составляют около 80 мм a.−1 изменчивость толщины шельфового ледника.

Долгосрочные изменения

В долгосрочном масштабе баланс массы ледяного покрова определяется количеством солнечного света, достигающего Земли. Это изменение солнечного света, достигающего Земли, или инсоляция, в течение геологического времени, в свою очередь, определяется углом Земли к Солнцу и формой орбиты Земли, поскольку она притягивается соседними планетами; эти вариации происходят в предсказуемых закономерностях, называемых Циклы Миланковича. Циклы Миланковича доминируют в климате в ледниково-межледниковой шкале, но существуют вариации в протяженности ледникового покрова, которые не связаны напрямую с инсоляцией.

Например, в течение по крайней мере последних 100000 лет части ледяного щита, покрывающего большую часть Северной Америки, Ледяной щит Лаурентиды распались, отправив большие флотилии айсбергов в Северную Атлантику. Когда эти айсберги растаяли, они сбросили валуны и другие континентальные породы, которые они несли, оставив слои, известные как обломки ледового сплава. Эти так называемые Генрих события, названный в честь их первооткрывателя Хартмут Генрих, по всей видимости, имеет период 7 000–10 000 лет. периодичность, и происходят в холодные периоды в пределах последнего межледниковья.[7]

Циклы «разгула-продувки» внутреннего ледяного покрова могут быть ответственны за наблюдаемые эффекты, когда лед накапливается до нестабильных уровней, а затем часть ледяного покрова разрушается. Внешние факторы также могут играть роль в образовании ледяных щитов. События Дансгаард – Эшгер резкие потепления в северном полушарии, происходящие примерно за 40 лет. Хотя эти события D – O происходят сразу после каждого события Генриха, они также происходят чаще - примерно каждые 1500 лет; исходя из этого свидетельства, палеоклиматологи предполагают, что одни и те же факторы могут быть причиной как событий Генриха, так и событий D – O.[8]

Асинхронность полушария в поведении ледникового покрова наблюдался путем связывания краткосрочных выбросов метана в ледяных кернах Гренландии и кернах антарктического льда. В течение События Дансгаард – Эшгер Северное полушарие значительно нагрелось, резко увеличив выброс метана из водно-болотных угодий, которые иначе были тундрой во время ледникового периода. Этот метан быстро равномерно распределяется по земному шару, образуя антарктический и гренландский лед. Благодаря этой связи палеоклиматологи смогли сказать, что ледяные щиты Гренландии начали нагреваться только после того, как антарктический ледяной щит начал нагреваться в течение нескольких тысяч лет. Почему возникает такая закономерность, все еще остается открытым.[нужна цитата ]

Ледники

Динамика потока

«Ледяной поток» перенаправляется сюда. Для плавающего льда см. Льдина.
Взаимосвязь между напряжением и деформацией пластического течения (сечение бирюзового цвета): небольшое увеличение напряжения создает экспоненциально большее увеличение деформации, что соответствует скорости деформации.

Основная причина потока в ледниках может быть связана с увеличением уклона поверхности, вызванным дисбалансом между количеством накопления и накопления. абляция. Этот дисбаланс увеличивает напряжение сдвига на леднике, пока он не начнет течь. Скорость потока и деформация будут увеличиваться по мере приближения к линии равновесия между этими двумя процессами, но на них также влияют наклон льда, толщина льда и температура.[9][10]

Когда величина деформации (деформации) пропорциональна приложенному напряжению, лед будет действовать как упругое твердое тело. Лед не будет течь, пока не достигнет толщины 30 метров (98 футов), но через 50 метров (164 фута) небольшое напряжение может привести к большому напряжению, в результате чего деформация станет пластический поток а не эластичный. В этот момент ледник начнет деформироваться под собственным весом и растекаться по ландшафту. Согласно Закон течения Глена – Ная зависимость между напряжением и деформацией и, следовательно, скоростью внутреннего потока, можно смоделировать следующим образом:[9][10]

куда:

= скорость деформации сдвига (потока)
= стресс
= константа от 2 до 4 (обычно 3 для большинства ледников), которая увеличивается с понижением температуры
= постоянная, зависящая от температуры

Самые низкие скорости наблюдаются у основания ледника и вдоль сторон долины, где трение действует против потока, вызывая наибольшую деформацию. Скорость увеличивается внутрь к центральной линии и вверх по мере уменьшения степени деформации. Наивысшие скорости потока находятся на поверхности, представляя собой сумму скоростей всех слоев ниже.[9][10]

Ледники также могут перемещаться базальное скольжение, где основание ледника смазывается талой водой, позволяя леднику скользить по местности, на которой он расположен. Талая вода может быть получена путем плавления под давлением, трения или геотермального тепла. Чем более изменчивым будет количество таяния поверхности ледника, тем быстрее будет течь лед.[11]

Верхние 50 метров ледника образуют зону разлома, где лед движется как единое целое. При движении ледника по неровной местности образуются трещины, которые могут проникать на всю глубину зоны разлома.

Подледниковые процессы

Разрез ледника. Основание ледника более прозрачное в результате таяния.

Большинство важных процессов, контролирующих движение ледника, происходит в контакте ледового покрова, даже если его толщина составляет всего несколько метров.[3] Ледники будут двигаться путем скольжения, когда базальное напряжение сдвига упадет ниже сдвига, возникающего из-за веса ледника.[требуется разъяснение ]

τD = ρgh sin α
где τD - движущее напряжение, α - уклон поверхности льда в радианах.[3]
τB - базальное напряжение сдвига, зависящее от температуры и мягкости постели.[3]
τF, напряжение сдвига, меньше τB и τD. Он контролирует скорость пластического течения, как показано на рисунке (вставка справа).

Для данного ледника двумя переменными являются τD, которая меняется в зависимости от h, глубины ледника и τB, базальное напряжение сдвига.[требуется разъяснение ]

Базальное напряжение сдвига

Базовое напряжение сдвига зависит от трех факторов: температуры, шероховатости и мягкости кровати.[3]

Будет ли слой твердым или мягким, зависит от пористости и порового давления; более высокая пористость снижает прочность осадка (таким образом, увеличивается напряжение сдвига τB).[3] Если прочность осадка падает намного ниже τD, движение ледника будет компенсироваться движением отложений, а не скольжением.Пористость может варьироваться с помощью ряда методов.

  • Движение вышележащего ледника может вызвать разрушение русла. дилатансия; в результате изменение формы реорганизует блоки. Это превращает плотно упакованные блоки (немного похоже на аккуратно сложенную, плотно упакованную одежду в чемодане) в беспорядочную мешанину (точно так же, как одежда никогда не помещается обратно, если ее бросить в беспорядке). Это увеличивает пористость. Если не добавить воду, это обязательно снизит поровое давление (поскольку поровые жидкости имеют больше места, чтобы занимать).[3]
  • Давление может вызвать уплотнение и уплотнение нижележащих отложений.[3] Поскольку вода относительно несжимаема, это легче сделать, если поровое пространство заполнено паром; вся вода должна быть удалена, чтобы обеспечить сжатие. В почвах это необратимый процесс.[3]
  • Разрушение осадка за счет истирания и разрушения уменьшает размер частиц, что имеет тенденцию к уменьшению порового пространства, хотя движение частиц может нарушить осадок с противоположным эффектом.[3] Эти процессы также выделяют тепло, важность которого будет обсуждаться позже.
Факторы, контролирующие поток льда

Мягкий слой с высокой пористостью и низким давлением порового флюида позволяет леднику перемещаться за счет скольжения наносов: основание ледника может даже оставаться замороженным до слоя, где нижележащие отложения скользят под ним, как тюбик с зубной пастой. Жесткая кровать не может таким образом деформироваться; поэтому единственный способ движения ледников с твердым основанием - это базальное скольжение, когда талая вода образуется между льдом и самим дном.[12]

Мягкость постели может меняться в пространстве или во времени и резко меняется от ледника к леднику. Важным фактором является геология, лежащая в основе; Ледниковые скорости имеют тенденцию различаться больше при изменении коренных пород, чем при изменении градиента.[12]

Помимо воздействия на стресс отложений, давление жидкости (pш) может повлиять на трение между ледником и дном. Высокое давление жидкости обеспечивает подъемную силу ледника вверх, уменьшая трение у его основания. Давление жидкости сравнивается с давлением покрывающих льдов pя, задаваемый ρgh. При быстром течении льда эти два давления будут примерно равны, а эффективное давление (pя - пш) 30 кПа; т.е. весь вес льда поддерживается подстилающей водой, и ледник находится на плаву.[3]

Базальный расплав

На температуру пласта может влиять ряд факторов, которые тесно связаны с базальной талой водой. Температура плавления воды снижается под давлением, что означает, что вода тает при более низкой температуре под более толстыми ледниками.[3] Это действует как «двойной удар», потому что более толстые ледники имеют более низкую теплопроводность, а это означает, что базальная температура также может быть выше.[12]

Температура постели имеет тенденцию меняться циклически. Холодное ложе обладает высокой прочностью, уменьшая скорость движения ледника. Это увеличивает скорость накопления, так как свежевыпавший снег не уносится. Следовательно, ледник утолщается с тремя последствиями: во-первых, дно лучше изолировано, что позволяет лучше удерживать геотермальное тепло. Во-вторых, повышенное давление может способствовать плавлению. Самое главное, что τD увеличена. Эти факторы будут сочетаться, чтобы ускорить ледник. Поскольку трение увеличивается пропорционально квадрату скорости, более быстрое движение значительно увеличивает нагрев от трения с последующим таянием, что вызывает положительную обратную связь, увеличивая скорость льда до более высокой скорости потока: известно, что западные антарктические ледники достигают скорости до километра. в год.[3]В конце концов, лед будет подниматься настолько быстро, что он начнет истончаться, поскольку скопление льда не успевает за транспортом. Это истончение увеличит теплопотери, замедляя ледник и вызывая замерзание. Это замерзание еще больше замедлит ледник, часто до тех пор, пока он не станет неподвижным, после чего цикл может начаться снова.[12]

Надледниковые озера представляют собой еще один возможный источник жидкой воды к основанию ледников, поэтому они могут играть важную роль в ускорении движения ледников. Озера диаметром более ~ 300 м способны создавать трещины, заполненные жидкостью, на границе раздела ледник / дно. Когда эти трещины образуются, все (относительно теплое) содержимое озера может достичь основания ледника всего за 2–18 часов, смазывая дно и заставляя ледник всплеск.[13] Вода, которая достигает дна ледника, может там замерзнуть, увеличивая толщину ледника, подталкивая его снизу вверх.[14]

Ну наконец то, шероховатость постели может замедлить движение ледников. Шероховатость ложа - это мера того, сколько валунов и препятствий выступает в покрывающем льду. Лед обтекает эти препятствия, тая под высоким давлением с их подветренной стороны; образовавшаяся талая вода затем спускается по крутому градиенту давления в полость, возникающую в их стенке,[требуется разъяснение ] где он снова замерзает.[3] Кавитация на стороне притока увеличивает этот градиент давления, что способствует потоку.[3]

Поток труб и листов

Течение воды под ледниковой поверхностью может иметь большое влияние на движение самого ледника. Подледные озера содержат значительное количество воды, которая может быстро перемещаться: кубические километры могут переноситься между озерами в течение пары лет.[15]

Считается, что это движение происходит в двух основных режимах: поток трубы включает жидкую воду, движущуюся по трубчатым каналам, как подледниковая река; листовой поток предполагает движение воды тонким слоем. Переключение между двумя условиями потока может быть связано с помпажем. Действительно, потеря подледниковой воды была связана с прекращением движения льда в ледниковом потоке Камб.[15] Подледниковое движение воды выражается в рельефе поверхности ледниковых щитов, которые опускаются в опустевшие подледниковые озера.[15]

Последствия

Изменение климата

Смотрите также: Нестабильность морского ледяного покрова
Темпы истончения ледникового покрова в Гренландии (2003 г.).

Последствия нынешнего изменения климата для ледяных щитов установить трудно. Ясно, что повышение температуры приводит к сокращению объемов льда во всем мире.[2] (Из-за увеличения количества осадков масса частей антарктического ледяного покрова в настоящее время может увеличиваться, но общий баланс массы неясен.[2])

Повышение уровня моря снизит устойчивость шельфовых ледников, которые играют ключевую роль в сокращении движения ледников. Некоторые шельфовые ледники Антарктики в настоящее время истончаются на десятки метров в год, а обрушению шельфа Ларсена B предшествовало истончение всего на 1 метр в год.[2] Кроме того, повышение температуры океана на 1 ° C может привести к таянию до 10 метров в год.[2] Шельфовые ледники всегда стабильны при средней годовой температуре –9 ° C, но никогда не превышают –5 ° C; это ставит в контекст региональное потепление на 1,5 ° C, которое предшествовало краху Ларсена Б.[2]

Повышению глобальной температуры воздуха требуется около 10 000 лет для непосредственного распространения через лед, прежде чем они повлияют на температуру дна, но может иметь эффект за счет увеличения таяния поверхности, создавая больше надледниковых озер, которые могут подпитывать теплые воды к основанию ледников и способствовать движению ледников.[2] В областях с повышенным количеством осадков, таких как Антарктида, увеличение массы увеличит скорость движения ледников, а следовательно, и круговорот ледяного покрова. Наблюдения, хотя и ограниченные в настоящее время, согласуются с этими прогнозами об увеличении скорости таяния льда как в Гренландии, так и в Антарктиде.[2] Возможная положительная обратная связь может возникнуть в результате уменьшения ледяных шапок, по крайней мере, в вулканически активной Исландии. Изостатический отскок может привести к усилению вулканической активности, вызывая базальное потепление - и через CO
2 релиз, дальнейшее изменение климата.[16]

Холодная талая вода обеспечивает охлаждение поверхностного слоя океана, действуя как крышка, а также воздействуя на более глубокие воды, увеличивая подповерхностный слой. потепление океана и тем самым способствуя таянию льда.

Наши эксперименты с «чистой пресной водой» показывают, что крышка с низкой плотностью вызывает потепление глубоководного океана, особенно на глубинах линий заземления шельфового ледника, которые обеспечивают большую часть сдерживающей силы, ограничивающей выход ледяного покрова.[17]

Эрозия

Дифференциальная эрозия усиливает рельеф, что ясно на этом невероятно крутом норвежском фьорд.

Поскольку лед может течь быстрее там, где он толще, скорость эрозии, вызванной ледником, прямо пропорциональна толщине покрывающего его льда. Следовательно, доледниковые низкие котловины будут углублены, а ранее существовавший рельеф будет усилен действием ледников, в то время как нунатаки, которые выступают над ледяными щитами, практически не подвергаются эрозии - по оценкам, эрозия составляет 5 м за 1,2 миллиона лет.[18] Это объясняет, например, глубокий профиль фьорды, которые могут достигать глубины километра, так как лед топографически врезается в них. Расширение фьордов вглубь суши увеличивает скорость истончения ледяного покрова, поскольку они являются основными каналами для осушения ледяных щитов. Это также делает ледяные щиты более чувствительными к изменениям климата и океана.[18]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Scambos, T. A .; Bohlander, J. A .; Shuman, C.A .; Скварца, П. (2004). «Ускорение и истончение ледников после обрушения шельфового ледника в заливе Ларсен Б, Антарктида» (PDF). Письма о геофизических исследованиях. 31 (18): L18402. Bibcode:2004GeoRL..3118402S. Дои:10.1029 / 2004GL020670.
  2. ^ а б c d е ж грамм час Разделы 4.5 и 4.6 Lemke, P .; Ren, J .; Alley, R.B .; Allison, I .; Карраско, Дж .; Flato, G .; Fujii, Y .; Kaser, G .; Mote, P .; Thomas, R.H .; Чжан, Т. (2007). «Наблюдения: изменения снега, льда и мерзлого грунта» (PDF). У Соломона, S .; Qin, D .; Manning, M .; Chen, Z .; Marquis, M .; Аверит, К.Б .; Тиньор, М .; Миллер, Х.Л. (ред.). Изменение климата 2007: основы физических наук. Вклад Рабочей группы I в Четвертый доклад об оценке Межправительственной группы экспертов по изменению климата. Издательство Кембриджского университета.
  3. ^ а б c d е ж грамм час я j k л м п о Кларк, Г. К. С. (2005). «Подледниковые процессы». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах. 33 (1): 247–276. Bibcode:2005AREPS..33..247C. Дои:10.1146 / annurev.earth.33.092203.122621.
  4. ^ а б Bindschadler, A .; King, A .; Аллея, Б .; Анандакришнан, S .; Падман, Л. (август 2003 г.). «Приливно-контролируемый скачкообразный выброс льда в Западной Антарктике». Наука. 301 (5636): 1087–1089. Bibcode:2003Наука ... 301.1087B. Дои:10.1126 / science.1087231. ISSN  0036-8075. PMID  12934005. S2CID  37375591.
  5. ^ Анандакришнан, S .; Войт, Д. Э .; Alley, R. B .; Кинг, М.А. (2003). «Скорость течения ледяного потока D сильно зависит от прилива под шельфовым ледником Росс» (PDF). Geophys. Res. Латыш. 30 (7): 1361. Bibcode:2003GeoRL..30.1361A. Дои:10.1029 / 2002GL016329. Архивировано из оригинал (PDF) 25 февраля 2009 г.
  6. ^ Уокер, Д. П .; Брэндон, М. А .; Jenkins, A .; Allen, J. T .; Dowdeswell, J. A .; Эванс, Дж. (2007). «Перенос тепла океана на шельф моря Амундсена через подводный ледниковый желоб» (Бесплатный полный текст). Geophys. Res. Латыш. 34 (2): L02602. Bibcode:2007GeoRL..34.2602W. Дои:10.1029 / 2006GL028154.
  7. ^ Генрих Х. Происхождение и последствия циклических ледовых сплавов в северо-восточной части Атлантического океана за последние 130 000 лет. Четвертичное исследование, 1988. [1][постоянная мертвая ссылка ]
  8. ^ Бонд, Джерард К. и др. Климатический ритм 1-2кыра Северной Атлантики: связь с событиями Генриха, циклами Дансгаарда / Эшгера и малым ледниковым периодом. Механизмы глобального изменения климата в тысячелетнем масштабе. Геофизическая монография 112. стр. 35, (1999)[2]
  9. ^ а б c Истербрук, Дон Дж., Поверхностные процессы и формы рельефа, 2-е издание, Prentice-Hall Inc., 1999[страница нужна ]
  10. ^ а б c Greve, R .; Блаттер, Х. (2009). Динамика ледяных покровов и ледников. Springer. Дои:10.1007/978-3-642-03415-2. ISBN  978-3-642-03414-5.
  11. ^ 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.
  12. ^ а б c d Обобщено из Бултон, Джеффри С. (2006). «Ледники и их связь с гидравлическими и осадочными процессами». В Питере Г. Найте (ред.). Наука о ледниках и изменение окружающей среды.
  13. ^ Krawczynski, M.J .; Бен, доктор медицины; Das, S.B .; Джоухин, И. (2007). «Ограничения на поток талых вод через ледниковый покров Западной Гренландии: моделирование дренажа гидроразрывов надледниковых озер». Eos Trans. AGU. 88. с. Fall Meet. Приложение, Аннотация C41B – 0474. Архивировано из оригинал 28 декабря 2012 г.. Получено 4 марта 2008.
  14. ^ Bell, R.E .; Ferraccioli, F .; Крейтс, Т. Т .; Браатен, Д .; Corr, H .; Das, I .; Damaske, D .; Frearson, N .; Jordan, T .; Роза, К .; Studinger, M .; Воловик, М. (2011). «Повсеместное стойкое утолщение ледяного щита Восточной Антарктики за счет замерзания с базы». Наука. 331 (6024): 1592–1595. Bibcode:2011Научный ... 331.1592B. Дои:10.1126 / science.1200109. PMID  21385719. S2CID  45110037.
  15. ^ а б c Fricker, A .; Scambos, T .; Bindschadler, R .; Падман, Л. (март 2007 г.). «Активная подледниковая водная система в Западной Антарктиде, нанесенная на карту из космоса». Наука. 315 (5818): 1544–1548. Bibcode:2007Научный ... 315.1544F. Дои:10.1126 / science.1136897. ISSN  0036-8075. PMID  17303716. S2CID  35995169.
  16. ^ Pagli, C .; Зигмундссон, Ф. (2008). «Увеличит ли нынешнее отступление ледников вулканическую активность? Напряжение, вызванное недавним отступлением ледников, и его влияние на магматизм в ледяной шапке Ватнайёкюдль, Исландия» (PDF). Письма о геофизических исследованиях. 35 (9): L09304. Bibcode:2008GeoRL..3509304P. Дои:10.1029 / 2008GL033510.
  17. ^ Дж. Хансен; М. Сато; П. Харти; Р. Руди; М. Келли; В. Массон-Дельмотт; Г. Рассел; Г. Целиудис; Дж. Цао; Э. Ригно; I. Velicogna; Э. Кандиано; К. фон Шукманн; П. Хареча; А. Н. Легранд; М. Бауэр; К.-В. Ло (2016). «Таяние льда, повышение уровня моря и супер-бури: данные палеоклимата, моделирование климата и современные наблюдения показывают, что глобальное потепление на 2 ° C может быть опасным». Атмосферная химия и физика. 16 (6): 3761–3812. arXiv:1602.01393. Bibcode:2016ACP .... 16.3761H. Дои:10.5194 / acp-16-3761-2016. S2CID  9410444.
  18. ^ а б Кесслер, Марк А .; Андерсон, Роберт С .; Бринер, Джейсон П. (2008). «Выход фьорда на окраину континента за счет топографической управляемости льда». Природа Геонауки. 1 (6): 365. Bibcode:2008НатГе ... 1..365K. Дои:10.1038 / ngeo201. Нетехническое резюме: Клеман, Джон (2008). «Геоморфология: там, где ледники врезаются глубоко». Природа Геонауки. 1 (6): 343. Bibcode:2008NatGe ... 1..343K. Дои:10.1038 / ngeo210.

дальнейшее чтение