Мұз парағының динамикасы - Википедия - Ice-sheet dynamics

Антарктиканың мұз қабатындағы мұздықтың шығыны.
Антарктидадағы мұздың қозғалысы

Мұз қабатының динамикасы ішіндегі қозғалысты сипаттаңыз үлкен мұз денелері, қазіргі уақытта осындай Гренландия және Антарктида. Мұзды қозғалыс басым мұздықтар, кімнің ауырлық -жүргізілетін белсенділікті екі негізгі айнымалы фактор басқарады: олардың негіздерінің температурасы мен беріктігі. Бірқатар процестер осы екі факторды өзгертеді, нәтижесінде белсенділіктің циклдық серпілісі ұзақ уақыт бойына жұмыс істемейтіндігімен қиылысады, сағат сайын да, жүзжылдық уақыт шкаласы. Мұз парағының динамикасы болашақты модельдеуге қызығушылық тудырады теңіз деңгейінің көтерілуі.

Мұздықтардың өзгеруін көрсететін анимация.
Бұл анимацияда Үндістан субконтиненті бойынша 2003–2010 жылдар аралығында массаның орташа жылдық өзгерісі, см см-де көрсетілген. Сары шеңберлер мұздықтардың орналасуын белгілейді. Бұл аймақта жаппай шығын көп (көк және күлгін түстермен белгіленеді), бірақ ол мұздықтардың оңтүстігіндегі жазықтарда шоғырланған және жер асты суларының сарқылуы. Түстер тақтасының қабаттасуы көрсетілген мәндер ауқымын көрсетеді.

Жалпы

Шектік шарттар

Мұз ағыны мен мұхит арасындағы интерфейс ағынның жылдамдығын айтарлықтай бақылау болып табылады.

Құлауы Ларсен Б. мұз қабаты оның қоректенетін мұздықтардың жылдамдығына қатты әсер етті.

Мұз сөрелері теңізде жүзіп жүрген мұздың қалың қабаттары - оларды қоректендіретін мұздықтарды тұрақтандыруы мүмкін. Бұлар жоғарғы жағында жинақталуға бейім, олардың негізінде балқу пайда болуы мүмкін және бұзау олардың перифериясындағы айсбергтер. Апаттық күйреуі Ларсен Б. 2002 жылдың ақпан айындағы үш аптадағы мұз қайраңы күтпеген байқаулар жасады. Мұз қабатын тамақтандырған мұздықтар (Кран, Джорум, Жасыл, Гектория - суретті қараңыз) жылдамдықта айтарлықтай өсті. Бұл маусымдық өзгергіштікке байланысты болмауы мүмкін, өйткені мұз қабаттарының қалдықтарына (колба, леппард) құятын мұздықтар жылдамдықты арттырған жоқ.[1]

Мұз сөрелері Антарктидада басым бақылау жасайды, бірақ мұз қабаты теңізбен түйісетін Гренландияда онша маңызды емес. фьордтар. Мұнда еріту мұзды жоюдың басым процесі болып табылады,[2] мұз айдындары фьордтарда төлдейтін және мұхитқа беткі еріген сулар ағатын мұз қабаттарының шеттеріне қарай массалық шығындардың басым бөлігі пайда болады.

Тыныс әсері сонымен қатар маңызды; 1 м толқындық тербелістің әсерін теңізден 100 км қашықтықта сезуге болады.[3] Бір сағаттан бір сағатқа мұз қозғалысының толқындары тыныс алу белсенділігі арқылы модуляциялануы мүмкін. Үлкен кезінде көктемгі толқындар, мұз ағыны ең жоғары толқыннан кейін, аяқтың айналасында бір сағат ішінде толқын көтерілгенге дейін, бірнеше сағат бойы қозғалмайтын болып қалады; стационарлық кезең құлдырау толқынының ортасына немесе соңына қарай тағы бір серпіліс пайда болғанға дейін созылады.[4][5] Толассыз толқындарда бұл өзара әрекеттесу онша айқын емес, толқынсыз толқындар кездейсоқ түрде, шамамен 12 сағат сайын пайда болады.[4]

Мұз сөрелері базальды балқуға да сезімтал. Антарктидада мұны қайраңға берілген жылу әсер етеді циркумполярлық терең су мұздың еру температурасынан 3 ° С жоғары тұрған ток.[6]

Жылылықпен қатар теңіз де мұхиттармен тұз алмасуы мүмкін. Мұздың еруінен немесе теңіз суының қатуынан пайда болатын жасырын жылудың әсері де белгілі рөл атқарады. Бұлардың әсерлері және қардың өзгеруі мен теңіздің негізгі деңгейінің жиынтығы шамамен 80 мм құрайды−1 мұз сөрелерінің қалыңдығының өзгергіштігі.

Ұзақ мерзімді өзгерістер

Ұзақ уақыт аралығында массаның тепе-теңдігі жерге түсетін күн сәулесінің мөлшерімен реттеледі. Күн сәулесінің бұл өзгеруі жерге жетеді немесе инсоляция, геологиялық уақыт бойынша өз кезегінде жердің Күнге бұрышы және Жер орбитасының формасы анықталады, өйткені оны көрші планеталар тартып алады; бұл вариация деп аталатын болжамды заңдылықтарда болады Миланковичтің циклдары. Миланковичтің циклдары мұздық-мұздық аралық шкаласында климатта басым, бірақ мұз қабатында инсоляциямен тікелей байланысты емес ауытқулар бар.

Мысалы, кем дегенде, соңғы 100000 жыл ішінде Солтүстік Американың көп бөлігін жауып жатқан мұз қабатының бөліктері Лорантид мұзды парағы Солтүстік Атлантикаға айсбергтердің үлкен флотилияларын жіберіп, бөлініп шықты. Бұл айсбергтер еріген кезде олар тастар мен басқа континентальдық тау жыныстарын тастап, қабаттарын қалдырды мұз салдары. Бұлар деп аталады Генрих оқиғалары, оларды ашқан адамның атымен аталған Хартмут Генрих, 7000–10000 жылдыққа ұқсайды мерзімділік және соңғы тоң аралықтарында суық кезеңдерде пайда болады.[7]

Мұздың тұрақсыз деңгейге көтерілуімен мұз қабатының бір бөлігі құлап кететін болса, байқалатын әсерлерге ішкі мұз қабаты «көпіршіктерді тазарту» циклі себеп болуы мүмкін. Мұз қабаттарын мәжбүрлеуде сыртқы факторлар да әсер етуі мүмкін. Dansgaard-Oeschger оқиғалары бұл шамамен 40 жыл ішінде болатын солтүстік жарты шардың күрт жылынуы. Бұл D-O оқиғалары әр Генрих оқиғасынан кейін болғанымен, олар жиі - шамамен 1500 жыл сайын болады; бұл дәлелдерден палеоклиматологтар Генрих пен D-O оқиғаларын бірдей мәжбүрлеу жүргізуі мүмкін деп болжайды.[8]

Мұз қабаттарының әрекетіндегі жарты сфералық асинхрония Гренландия мұз ядролары мен Антарктиданың мұз ядроларындағы метанның қысқа мерзімді шиптерін байланыстыру арқылы байқалды. Кезінде Dansgaard-Oeschger оқиғалары, солтүстік жарты шарда айтарлықтай жылынып, сулы-батпақты жерлерден метанның шығуы күрт күшейіп, мұздық кезінде тундра болған. Бұл метан бүкіл әлемде тез таралып, Антарктида мен Гренландия мұзына қосылды. Осы галстукпен палеоклиматологтар Гренландиядағы мұз қабаттары Антарктида мұз қабаты бірнеше мың жыл жылынғаннан кейін ғана жыли бастады деп айта алды. Неліктен бұл үлгі пайда болады, пікірталас үшін әлі де ашық.[дәйексөз қажет ]

Мұздықтар

Ағын динамикасы

«Мұз ағыны» бұл жерге бағытталады. Қалқымалы мұзды қараңыз Мұз қалқаны.
Пластикалық ағынның кернеу-деформация байланысы (шай кесіндісі): кернеудің шамалы өсуі деформация жылдамдығына тең келетін штамның экспоненциалды үлкен өсуін тудырады.

Мұздықтар ішіндегі ағынның негізгі себебі жинақтау мөлшерінің тепе-теңдігімен туындаған беткейлік беткейдің ұлғаюымен байланысты болуы мүмкін. абляция. Бұл теңгерімсіздік ығысу стресі ол мұздықта ағып бастағанға дейін. Ағынның жылдамдығы мен деформациясы осы екі процестің тепе-теңдік сызығына жақындаған сайын артады, бірақ мұздың көлбеуі, мұздың қалыңдығы мен температурасы әсер етеді.[9][10]

Штамм (деформация) мөлшері түсірілген кернеуге пропорционал болған кезде, мұз серпімді қатты зат ретінде әрекет етеді. Мұз 30 метр (98 фут) қалыңдыққа жеткенше ағып кетпейді, бірақ 50 метрден (164 фут) өткеннен кейін аз ғана стресс үлкен деформацияға әкеліп соқтырады, деформация а пластикалық ағын серпімді емес. Осы кезде мұздық өз салмағымен деформацияланып, ландшафт бойынша ағып бастайды. Сәйкес Глен-Най ағымы туралы заң, стресс пен штамм арасындағы байланысты, демек ішкі ағынның жылдамдығын келесідей модельдеуге болады:[9][10]

қайда:

= ығысу деформациясы (ағын) жылдамдығы
= стресс
= температура төмендеген сайын жоғарылайтын 2-4 аралығындағы тұрақты (көбінесе мұздықтар үшін 3)
= температураға тәуелді тұрақты шама

Ең төменгі жылдамдықтар мұздықтың түбіне жақын және үйкеліс ағынға қарсы әсер ететін аңғардың бойымен деформацияны тудырады. Жылдамдық ішке қарай орталық сызыққа қарай және жоғарылайды, өйткені деформация мөлшері азаяды. Ағынның ең жоғары жылдамдығы жер бетінде кездеседі, олар төмендегі барлық қабаттардың жылдамдықтарының қосындысын білдіреді.[9][10]

Мұздықтар да жылжуы мүмкін базальды сырғанау мұнда мұздықтың негізі еріген сулармен майланады, мұздықтың өзі отырған жердің үстімен сырғып кетуіне мүмкіндік береді. Еріген суды қысыммен еру, үйкеліс немесе геотермиялық жылу шығаруы мүмкін. Мұздықтың бетіндегі балқу мөлшері неғұрлым өзгермелі болса, соғұрлым мұз тез ағып кетеді.[11]

Мұздықтың жоғарғы 50 метрі мұз біртұтас бірлік ретінде қозғалатын сынықтар аймағын құрайды. Жарықтар мұздықтың бұзылу аймағының бүкіл тереңдігіне еніп кетуі мүмкін дұрыс емес рельефтің үстімен жылжуы кезінде пайда болады.

Тері астындағы процестер

Мұздық арқылы көлденең қимасы. Еру нәтижесінде мұздықтың негізі мөлдір болады.

Мұздық қозғалысты басқаратын маңызды процестердің көпшілігі мұз қабаттарының жанасуында жүреді, оның қалыңдығы бірнеше метрге жетеді.[3] Базальды ығысу кернеуі мұздықтың салмағынан пайда болған ығысудың астына түскен кезде мұздықтар сырғанап жылжиды.[түсіндіру қажет ]

τД. = ρgh sin α
қайда τД. бұл қозғаушы стресс, және α мұз бетінің көлбеу радианмен беткейі.[3]
τB бұл базальды ығысу кернеуі, төсек температурасы мен жұмсақтықтың функциясы.[3]
τF, ығысу стрессі, τ -ның төменгі мәніB және τД.. Бұл суретке сәйкес пластикалық ағынның жылдамдығын басқарады (кірістіру, оң жақта).

Берілген мұздық үшін екі айнымалы τ боладыД., ол h-ге, мұздықтың тереңдігіне және τ-ге өзгередіB, базальды ығысу стресі.[түсіндіру қажет ]

Базальды ығысу стрессі

Базальды ығысу кернеуі үш фактордан тұрады: төсек температурасы, кедір-бұдырлық және жұмсақтық.[3]

Кереуеттің қатты немесе жұмсақ болуы кеуектілік пен кеуектің қысымына байланысты; үлкен кеуектілік тұнбаның беріктігін төмендетеді (осылайша ar ығысу кернеуін жоғарылатады)B).[3] Егер шөгінділердің беріктігі τ-ден едәуір төмен түссеД., мұздықтың қозғалысы шөгінділердегі жылжумен салыстырғанда, шөгінділердегі қозғалысқа сәйкес келеді.Кеуектілік бірқатар әдістер арқылы өзгеруі мүмкін.

  • Үстіңгі қабаттағы мұздықтың қозғалуы төсектің жатуына әкелуі мүмкін кеңейту; нәтижесінде пішіннің өзгеруі блоктарды қайта ұйымдастырады. Бұл тығыз оралған блоктарды (ұқыпты бүктелген, чемоданға тығыз салынған киім тәрізді) бей-берекет жағдайға айналдырады (тәртіпті емес киіммен тасталған кезде киім ешқашан қайта кірмейді). Бұл кеуектілікті арттырады. Егер су қосылмаса, бұл тесік қысымын төмендетеді (өйткені тері сұйықтығында көп орын бар).[3]
  • Қысым астында жатқан шөгінділердің тығыздалуы мен шоғырлануын тудыруы мүмкін.[3] Су салыстырмалы түрде сығылмайтын болғандықтан, бұл тесік кеңістігі буға толған кезде оңайырақ болады; кез келген суды сығуға мүмкіндік беру үшін алып тастау керек. Топырақта бұл қайтымсыз процесс.[3]
  • Шөгінділердің тозуымен және сынуымен ыдырауы бөлшектердің мөлшерін азайтады, бұл тесік кеңістігін азайтуға бейім, дегенмен, бөлшектердің қозғалысы керісінше әсер етіп, тұнбаны бұзуы мүмкін.[3] Бұл процестер жылу шығарады, оның маңыздылығы туралы кейінірек айтылады.
Мұздың ағуын басқаратын факторлар

Кеуектілігі жоғары және кеуекті сұйықтықтың қысымы төмен жұмсақ төсек мұздықтың шөгінді жылжуымен қозғалуына мүмкіндік береді: мұздықтың негізі төсекке дейін мұздатылған күйінде қалуы мүмкін, мұнда астындағы шөгінді тіс пастасының түтігі сияқты астына қарай сырғып кетеді. Қатты төсек осылайша деформацияланбайды; сондықтан қатты мұздықтардың қозғалуының жалғыз жолы - базальды сырғу, мұз бен қабаттың арасында еріген сулар пайда болады.[12]

Төсек жұмсақтық кеңістікте немесе уақыт бойынша өзгеруі мүмкін, және мұздықтан мұздыққа дейін күрт өзгереді. Маңызды фактор - бұл негізгі геология; мұздық жылдамдықтары градиент өзгерген кездегіден гөрі негізгі жыныстарды өзгерткен кезде көп ерекшеленеді.[12]

Тұнба стрессіне, сұйықтық қысымына әсер етуі (бw) мұздық пен төсек арасындағы үйкеліске әсер етуі мүмкін. Сұйықтықтың жоғары қысымы мұздыққа көтерілу күшін беріп, оның негізінде үйкелісті азайтады. Сұйықтықтың қысымы мұз қабатының қысымымен салыстырылады, бмен, ρgh берген. Жылдам ағынды мұз ағындары астында бұл екі қысым тиімді қысыммен шамамен тең болады (бмен - бw) 30 кПа; яғни мұздың барлық салмағын астындағы су көтереді, ал мұздық жүзіп жүреді.[3]

Базальды балқыма

Төменгі температураға бірқатар факторлар әсер етуі мүмкін, бұл базальды еріген сулармен тығыз байланысты. Судың балқу температурасы қысыммен азаяды, яғни су қалың мұздықтар астында төмен температурада ериді.[3] Бұл «екі есеге айналады», өйткені қалың мұздықтардың жылу өткізгіштік қабілеті төмен, яғни базальды температура да жоғары болуы мүмкін.[12]

Төсек температурасы циклді түрде өзгереді. Салқын төсек үлкен күшке ие, мұздықтың жылдамдығын төмендетеді. Бұл жиналу жылдамдығын арттырады, өйткені жаңадан жауған қарды тасымалдау мүмкін емес. Демек, мұздық үш салдармен қалыңдайды: біріншіден, төсек жақсы оқшауланған, бұл геотермалдық жылуды көп сақтауға мүмкіндік береді. Екіншіден, қысымның жоғарылауы балқуды жеңілдетуі мүмкін. Ең бастысы, τД. ұлғайтылды. Бұл факторлар бірігіп, мұздықты жеделдетеді. Үйкеліс жылдамдығы квадратына өскен сайын, жылдам қозғалыс үйкелісті қыздыруды едәуір арттырады, нәтижесінде балқу пайда болады - бұл оң кері байланыс туғызады, мұз жылдамдығын жылдамдық ағынына дейін арттырады: батыс Антарктида мұздықтары жылдамдықтарға километрге дейін жетеді жылына.[3]Уақыт өте келе мұз тез өсіп, жіңішкере бастайды, өйткені жинақтау көлікпен жүре алмайды. Мұндай сұйылту өткізгіштік жылу шығынын күшейтіп, мұздықты баяулатып, мұздатуға әкеледі. Бұл мұздық мұздықты одан әрі баяулайды, көбінесе қозғалмайтын болғанға дейін, цикл қайтадан басталуы мүмкін.[12]

Субраглезия көлдері мұздықтардың түбіне сұйық судың тағы бір мүмкін жеткізілімін ұсынады, сондықтан олар мұздық қозғалысын жеделдетуде маңызды рөл атқара алады. Диаметрі ~ 300 м-ден асатын көлдер мұздық / төсек интерфейсіне сұйықтықпен толтырылған жарықшақ жасауға қабілетті. Бұл жарықтар пайда болған кезде, көлдің құрамы (салыстырмалы түрде жылы) мұздықтың түбіне 2-18 сағат ішінде жетуі мүмкін - төсек қабатын майлап, мұздықтың пайда болуына себеп болады асқын.[13] Мұздықтың түбіне жететін су мұнда қатып, мұздықтың қалыңдығын төменнен итеріп жоғарылатады.[14]

Соңында, төсектің кедір-бұдырлығы мұздық қозғалысын баяулатуға әсер ете алады. Кереуеттің кедір-бұдырлығы мұз үстінде қанша тастар мен кедергілер шығып тұрғанын көрсетеді. Мұз олардың кедергілерінің айналасында жоғары қысыммен балқу арқылы айналады; содан кейін пайда болған еріген сулар олардың қысымында пайда болатын қуысқа тік қысым градиентімен түсіріледі,[түсіндіру қажет ] қайтадан қатып қалады.[3] Стосс жағындағы кавитация ағынға ықпал ететін бұл қысым градиентін жоғарылатады.[3]

Құбыр мен парақтың ағыны

Мұздық бетінің астындағы су ағыны мұздықтың қозғалысына үлкен әсер етуі мүмкін. Теңіз астындағы көлдерде судың көп мөлшері бар, олар жылдам қозғалуы мүмкін: көлдер арасында текше километрді екі жыл ішінде тасымалдауға болады.[15]

Бұл қозғалыс екі негізгі режимде жүреді деп есептеледі: құбыр ағыны мұз асты өзен тәрізді құбыр тәрізді өткізгіштер арқылы қозғалатын сұйық суды қамтиды; парақ ағыны жұқа қабаттағы судың қозғалысын қамтиды. Ағынның екі жағдайы арасындағы ауысу қарқынды мінез-құлықпен байланысты болуы мүмкін. Шынында да, мұз асты сумен жабдықтаудың жоғалуы Камб мұз ағынындағы мұз қозғалысының тоқтауымен байланысты.[15] Судың субглазиялық қозғалысы бос жатқан субгляциальды көлдерге құлаған мұз қабаттарының беткі топографиясында көрінеді.[15]

Әсер

Климаттық өзгеріс

Сондай-ақ оқыңыз: Теңіздегі мұз қабаттарының тұрақсыздығы
Гренландиядағы мұз қабаттарының жұқару жылдамдығы (2003).

Қазіргі климаттың өзгеруінің мұз қабаттарына әсерін анықтау қиын. Температураның жоғарылауы бүкіл әлемде мұздың азаюына әкелетіні анық.[2] (Жауын-шашынның көбеюіне байланысты қазіргі уақытта Антарктика мұз қабатының бөліктерінің массасы ұлғаюы мүмкін, бірақ жалпы массаның тепе-теңдігі түсініксіз.[2])

Теңіз деңгейінің көтерілуі мұз жылжуын төмендетуде шешуші рөлге ие мұз сөрелерінің тұрақтылығын төмендетеді. Қазіргі кезде кейбір Антарктидадағы мұз сөрелері жылына ондаған метрге жұқаруда, ал Ларсен Б сөресінің құлауының алдында жылына 1 метрге дейін сиреу болған.[2] Мұхиттағы температураның 1 ° C жоғарылауы жылына 10 метрге дейін базальды балқуға әкелуі мүмкін.[2] Мұз сөрелері annual9 ° C орташа жылдық температурада әрдайым тұрақты, бірақ ешқашан −5 ° C жоғары емес; бұл контексте Ларсен В құлағанға дейін 1,5 ° C аймақтық жылынуды қамтамасыз етеді.[2]

Жаһандық ауа температурасының жоғарылауы олар төсек температурасына әсер етпестен бұрын мұз арқылы тікелей таралуы үшін шамамен 10 000 жылды қажет етеді, бірақ беткі қабаттың еруі нәтижесінде әсер етуі мүмкін, мұзды негіздерге жылы суды жіберіп, мұздың қозғалысын жеңілдететін супрагляциалды көлдер пайда болады.[2] Жауын-шашынның көбейген аудандарында, мысалы, Антарктидада, массаның қосылуы мұз қозғалысының жылдамдығын арттырады, демек мұз қабатындағы айналым. Бақылау көлемі шектеулі болғанымен, Гренландиядан да, Антарктиданың да мұзды жоғалту жылдамдығының жоғарылауына қатысты болжамдармен келіседі.[2] Мүмкін оң кері байланыс, ең болмағанда, жанартау белсенді Исландияда мұз қабаттарының қысқаруынан туындауы мүмкін. Изостатикалық қалпына келу вулкандық белсенділіктің жоғарылауына әкелуі мүмкін және базальды жылынуды тудырады CO
2 босату, климаттың одан әрі өзгеруі.[16]

Суық еріген су мұхиттың беткі қабатының салқындауын қамтамасыз етеді, қақпақ тәрізді, сонымен қатар жер қойнауын ұлғайту арқылы терең суларға әсер етеді мұхиттың жылынуы және осылайша мұздың еруін жеңілдетеді.

Біздің «таза тұщы су» тәжірибелеріміз көрсеткендей, тығыздығы төмен қақпақ мұхиттың терең жылынуын тудырады, әсіресе мұз қабаттарының төгілуін шектейтін ұстаушы күштің көп бөлігін қамтамасыз ететін мұз қайраңының жерлендіру сызықтарының тереңдігінде.[17]

Эрозия

Дифференциалды эрозия рельефті күшейтеді, өйткені бұл керемет тік қырлы норвег тілінде анық фьорд.

Мұз қалыңырақ жерде тезірек ағып кетуі мүмкін болғандықтан, мұздықтың әсерінен эрозия жылдамдығы қабат үстіндегі мұздың қалыңдығына тура пропорционалды. Демек, мұздыққа дейінгі аласа ойыстар тереңдей түседі және топографиясы мұздық әсерінен күшейеді, ал нунатактар мұз қабаттарының үстінен шығып тұрған, эрозия әрең тозады - 1,2 миллион жылда 5 м деп есептелген.[18] Бұл, мысалы, терең профилін түсіндіреді фьордтар мұз топографиялық бағытта орналасқандықтан, тереңдігі километрге жетуі мүмкін. Фьордтардың ішкі кеңеюі мұз қабаттарының жұқару жылдамдығын арттырады, өйткені олар мұз қабаттарын ағызудың негізгі өткізгіштері болып табылады. Бұл мұз қабаттарын климат пен мұхиттың өзгеруіне сезімтал етеді.[18]

Сондай-ақ қараңыз

Әдебиеттер тізімі

  1. ^ Скамбос, Т. А .; Болландер, Дж. А .; Шуман, C. А .; Скварча, П. (2004). «Антарктидадағы Ларсен Б қоршауындағы мұз қабаттарының құлауынан кейін мұздықтардың үдеуі және жұқаруы» (PDF). Геофизикалық зерттеу хаттары. 31 (18): L18402. Бибкод:2004GeoRL..3118402S. дои:10.1029 / 2004GL020670.
  2. ^ а б c г. e f ж сағ 4.5 және 4.6 бөлімдері Лемке, П .; Рен, Дж .; Элли, Р.Б .; Эллисон, Мен .; Карраско, Дж .; Флато, Г .; Фудзии, Ю .; Касер, Г .; Моте, П .; Томас, Р.Х .; Чжан, Т. (2007). «Бақылаулар: қардың, мұздың және мұздатылған жердің өзгеруі» (PDF). Соломонда С .; Цин, Д .; Мэннинг, М .; Чен, З .; Маркиз, М .; Аверит, К.Б .; Тигнор, М .; Миллер, Х.Л. (ред.) Климаттың өзгеруі 2007 жыл: физика ғылымының негізі. І жұмыс тобының климаттың өзгеруі жөніндегі үкіметаралық панельдің төртінші бағалау есебіне қосқан үлесі. Кембридж университетінің баспасы.
  3. ^ а б c г. e f ж сағ мен j к л м n o Кларк, G. K. C. (2005). «Субглазиялық процестер». Жер және планетарлық ғылымдардың жылдық шолуы. 33 (1): 247–276. Бибкод:2005 ЖЫЛДЫҚ ЕМЕС..33..247C. дои:10.1146 / annurev.earth.33.092203.122621.
  4. ^ а б Биндшадлер, А .; Король, А .; Аллея, Б .; Анандакришнан, С .; Пэдман, Л. (тамыз 2003). «Батыс Антарктида мұзының уақытылы бақыланатын лақтырылуы». Ғылым. 301 (5636): 1087–1089. Бибкод:2003Sci ... 301.1087B. дои:10.1126 / ғылым.1087231. ISSN  0036-8075. PMID  12934005. S2CID  37375591.
  5. ^ Анандакришнан, С .; Войгт, Д. Элли, Р.Б .; King, M. A. (2003). «Мұз ағыны D ағынының жылдамдығы Росс мұз сөресінің астындағы толқынмен қатты модуляцияланған» (PDF). Геофиз. Res. Летт. 30 (7): 1361. Бибкод:2003GeoRL..30.1361A. дои:10.1029 / 2002GL016329. Архивтелген түпнұсқа (PDF) 2009 жылғы 25 ақпанда.
  6. ^ Уокер, Д.П .; Брэндон, М.А .; Дженкинс, А .; Аллен, Дж. Т .; Доуэсвелл, Дж. А .; Эванс, Дж. (2007). «Амундсен теңізі қайраңына мұхиттық жылу тасымалы сүңгуір қайық арқылы» (Тегін толық мәтін). Геофиз. Res. Летт. 34 (2): L02602. Бибкод:2007GeoRL..34.2602W. дои:10.1029 / 2006GL028154.
  7. ^ Генрих, Х. Өткен 130,000 жыл ішінде Атлантика мұхитындағы Солтүстік-Шығыс мұхиттағы циклдік мұздықтың пайда болуы және салдары. Төрттік зерттеу, 1988. [1][тұрақты өлі сілтеме ]
  8. ^ Бонд, Жерар к., Және т.б. Солтүстік Атлантиканың 1-2кыр климаттық ырғағы: Генрих оқиғаларына, Дансгаард / Оешгер циклдеріне және кіші мұз дәуіріне қатынасы. Мыңжылдық шкаласында климаттың ғаламдық өзгеру механизмдері. Геофизикалық монография 112. 35 бет, (1999)[2]
  9. ^ а б c Easterbrook, Don J., Surface Processes and Landforms, 2nd Edition, Prentice-Hall Inc., 1999[бет қажет ]
  10. ^ а б c Грев, Р .; Блаттер, Х. (2009). Мұз қабаттарының және мұздықтардың динамикасы. Спрингер. дои:10.1007/978-3-642-03415-2. ISBN  978-3-642-03414-5.
  11. ^ Schoof, C. (2010). «Балқыманың өзгергіштігінен туындаған мұз қабаттарының үдеуі». Табиғат. 468 (7325): 803–806. Бибкод:2010 ж. 468..803S. дои:10.1038 / табиғат09618. PMID  21150994. S2CID  4353234.
  12. ^ а б c г. Қысқаша Боултон, Джеффри С. (2006). «Мұздықтар және олардың гидравликалық және шөгінді процестермен байланысы». Питер Г. Найтта (ред.) Мұздық туралы ғылым және қоршаған ортаның өзгеруі.
  13. ^ Кравчинский, М.Дж .; Бен, М.Д .; Дас, С.Б .; Джофин, И. (2007). «Батыс Гренландия мұз қабаты арқылы еріген су ағынының шектеулері: теңіз үстіндегі көлдердің гидро-сынған дренажын модельдеу». Eos Trans. АГУ. 88. күз. Кездесу. Қосымша., Реферат C41B – 0474. Архивтелген түпнұсқа 2012 жылғы 28 желтоқсанда. Алынған 4 наурыз 2008.
  14. ^ Bell, R. E .; Ферракчоли, Ф .; Крейтс, Т. Т .; Браатен, Д .; Корр, Х .; Дас, мен .; Дамаске, Д .; Фрейсон, Н .; Иордания, Т .; Роуз, К .; Студингер, М .; Wolovick, M. (2011). «Шығыс Антарктида мұз қабатын базадан мұздату арқылы кең таралған тұрақты қалыңдау». Ғылым. 331 (6024): 1592–1595. Бибкод:2011Sci ... 331.1592B. дои:10.1126 / ғылым.1200109. PMID  21385719. S2CID  45110037.
  15. ^ а б c Фрикер, А .; Скамбос, Т .; Биндшадлер, Р .; Падман, Л. (наурыз 2007). «Батыс Антарктикадағы ғарыштан түсірілген белсенді субгляциалдық су жүйесі». Ғылым. 315 (5818): 1544–1548. Бибкод:2007Sci ... 315.1544F. дои:10.1126 / ғылым.1136897. ISSN  0036-8075. PMID  17303716. S2CID  35995169.
  16. ^ Пагли, С .; Зигмундссон, Ф. (2008). «Қазіргі мұздықтың шегінуі вулкандық белсенділікті арттыра ма? Жақында мұздықтың шегінуіне байланысты стресс және оның Исландиядағы Ватнайёкуль мұз басындағы магматизмге әсері» (PDF). Геофизикалық зерттеу хаттары. 35 (9): L09304. Бибкод:2008GeoRL..3509304P. дои:10.1029 / 2008GL033510.
  17. ^ Дж. Хансен; М.Сато; P. шын жүректен; Р.Рюди; М.Келли; В. Массон-Делмотта; Г.Рассел; Г.Целиудис; Джао; Э. Риньо; I. Velicogna; Э. Кандиано; К. фон Шакманн; П.Хареча; A. N. Legrande; М.Бауэр; Қ. Тө (2016). «Мұздың еруі, теңіз деңгейінің көтерілуі және супер дауылдар: палеоклимат деректері, климатты модельдеу және 2 ° C ғаламдық жылынудың қауіпті болуы мүмкін екендігі туралы дәлелдер». Атмосфералық химия және физика. 16 (6): 3761–3812. arXiv:1602.01393. Бибкод: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). «Фьордты мұзды топографиялық басқарудың әсерінен континентальды жиектерге енгізу». Табиғи геология. 1 (6): 365. Бибкод:2008NatGe ... 1..365K. дои:10.1038 / ngeo201. Техникалық емес қорытынды: Клеман, Джон (2008). «Геоморфология: Мұздықтар терең кесілген жерде». Табиғи геология. 1 (6): 343. Бибкод:2008NatGe ... 1..343K. дои:10.1038 / ngeo210.

Әрі қарай оқу