Дэгляцыяцыя

З Вікіпедыі, свабоднай энцыклапедыі

Дэгляцыяцыя — гэта пераход ад ледавіковых умоў у ледніковыя перыяды да цёплых міжледавікоўяў, якія характарызуюцца глабальным пацяпленнем і павышэннем узроўню мора з-за змены аб’ёму кантынентальнага лёду.[1] Такім чынам, гэта адносіцца да адступлення ледавіка, ледзянога шчыта або замерзлага павярхоўнага пласта і ў выніку агалення паверхні Зямлі. Дэгенерацыя крыясферы праз таянне можа адбыцца ў любым маштабе ад глабальнага да лакалізаванага на канкрэтным ледніку.[2] Пасля апошняга ледавіковага максімуму (каля 21 000 гадоў таму) пачалася апошняя дэгляцыяцыя, якая працягвалася да ранняга галацэну.[3][4] На большай частцы Зямлі дэгляцыяцыя на працягу апошніх 100 гадоў паскаралася ў выніку глабальнага пацяплення, часткова выкліканай антрапагеннымі зменамі колькасці парніковых газаў у атмасферы.[5]

Папярэдняя дэгляцыяцыя адбылася прыкладна з 22 тыс. гадоў да 11,5 тыс. гадоў таму. Гэта адбылося, калі сярэднегадавая тэмпература атмасферы на зямлі вырасла прыкладна на 5 °C, што таксама суправаджалася рэгіянальным высокашыротным пацяпленнем, якое перавышала 10 °C. Гэта таксама суправаджалася значным пацяпленнем глыбакаводных і трапічных мораў прыкладна на 1-2 °C (глыбакаводныя) і 2-4 °C (трапічныя моры). Адбылося не толькі гэтае пацяпленне, але і глабальны гідралагічны рэжым таксама зведаў прыкметныя змены і рэгіянальныя схемы ападкаў змяніліся. У выніку растаялі асноўныя ледзяныя шчыты свету, у тым ліку тыя, якія знаходзяцца ў Еўразіі, Паўночнай Амерыцы і некаторых частках Антарктыкі. Праз гэта ўзровень мора падняўся прыкладна на 120 метраў. Гэтыя працэсы не адбываліся раўнамерна ў адзіным напрамку, яны таксама адбываліся не ў адзін і той жа час.[4]

Асноўныя факты[правіць | правіць зыходнік]

Працэс дэгляцыяцыі адлюстроўвае адсутнасць балансу паміж існуючай працягласцю ледавікоў і кліматычнымі ўмовамі. У выніку чыстага адмоўнага балансу масы з цягам часу ледавікі і ледзяныя шчыты адступаюць. Цыклічныя перыяды павелічэння і памяншэння глабальнай крыясферы (як вынікае з назіранняў за ядрам лёду і горных парод, формамі паверхні, геалагічнымі структурамі пад паверхняй, летапісам выкапняў і іншымі метадамі датавання) адлюстроўваюць цыклічны характар глабальных і рэгіянальных гляцыялогія вымяраецца ледавіковымі перыядамі і меншымі перыядамі, вядомымі як ледавіковыя і міжледавіковыя перыяды.[6][7] З моманту заканчэння апошняга ледавіковага перыяду каля 12 000 гадоў таму ледзяныя шчыты адступілі ў глабальным маштабе, і Зямля перажывае адносна цёплы міжледавіковы перыяд, адзначаны толькі вышыннымі альпійскімі ледавікамі ў большасці шырот з большым ледзяным покрывам і марскім лёдам на полюсах.[8] Аднак з пачатку прамысловай рэвалюцыі чалавечая дзейнасць спрыяла хуткаму павелічэнню хуткасці і маштабу дэгляцыяцыі ва ўсім свеце.[9][10]

Грэнландыя[правіць | правіць зыходнік]

Даследаванні, апублікаваныя ў 2014 годзе, паказваюць, што пад ледзяным покрывам грэнландскага ледавіка Расэла метанатрофы могуць служыць біялагічным паглынальнікам метану для падлёднай экасістэмы, і гэты рэгіён быў, па меншай меры, падчас даследаванага часу, крыніцай атмасфернага метану. Праз метан, раствораны ў пробах вады, Грэнландыя можа быць значнай глабальнай крыніцай метану і здатная ўнесці значна большы ўклад дзякуючы цяперашняй дэгляцыяцыі.[11] Даследаванне, праведзенае ў 2016 годзе на аснове мінулых даных прыйшло да высновы, што пад ледзяным покрывам Грэнландыі і Антарктыды могуць існаваць клатраты метану.[12]

Прычыны і наступствы[правіць | правіць зыходнік]

Клімат уплывае на стан снегу і лёду на паверхні Зямлі. У больш халодныя перыяды масіўныя ледзяныя шчыты могуць распаўсюджвацца да экватара, а ў перыяды больш цёплыя, чым сёння, Зямля можа быць цалкам свабоднай ад лёду. Паміж тэмпературай паверхні і канцэнтрацыяй парніковых газаў, такіх як CO2, у атмасферы існуе значная, дасведчаным шляхам прадэманстраваная станоўчая залежнасць. Больш высокая канцэнтрацыя, у сваю чаргу, аказвае рэзкае негатыўнае ўздзеянне на глабальны аб’ём і стабільнасць крыясферы.[13][14] На тысячагадовых часавых шкалах плейстацэнавых ледавіковых і міжледавіковых цыклаў стымулятарам абледзянення і раставання з’яўляюцца змены арбітальных параметраў, якія называюцца цыкламі Міланкавіча. У прыватнасці, нізкая летняя інсаляцыя ў паўночным паўшар’і дазваляе расці ледзяным покрывам, у той час як высокая летняя інсаляцыя выклікае растайванне мацнейшае за зімовае назапашванне снегу.

Дзейнасць чалавека, якая садзейнічае змене клімату, асабліва шырокае выкарыстанне выкапнёвага паліва за апошнія 150 гадоў і адпаведнае павелічэнне канцэнтрацыі CO2 у атмасферы, з’яўляецца асноўнай прычынай больш хуткага адступлення альпійскіх ледавікоў і кантынентальных ледзяных покрываў ва ўсім свеце.[9] Напрыклад, Заходне-Антарктычны ледзяны шчыт значна адступіў і цяпер спрыяе станоўчай зваротнай сувязі, якая пагражае далейшай дэгляцыяцыяй або калапсам. Нядаўна адкрытыя раёны Паўднёвага акіяна ўтрымліваюць даўно захаваныя запасы CO2, які зараз выкідваецца ў атмасферу і працягвае ўплываць на дынаміку ледавікоў.[14]

Прынцып ізастазіі прымяняецца непасрэдна да працэсу дэгляцыяцыі, асабліва пасляледавіковага адскоку, які з’яўляецца адным з асноўных механізмаў, дзякуючы якім ізастазія назіраецца і вывучаецца. Пасляледавіковы адскок адносіцца да ўзмацнення актыўнасці тэктанічнага ўздыму адразу пасля адступлення ледавіка.[15] Павялічаныя тэмпы і багацце вулканічнай актыўнасці былі выяўлены ў рэгіёнах, якія перажываюць пасляледавіковы адскок. У дастаткова вялікіх маштабах павелічэнне вулканічнай актыўнасці забяспечвае станоўчую зваротную сувязь з працэсам дэгляцыяцыі ў выніку CO2 і метану, якія вылучаюцца з вулканаў.[16][17]

Перыяды дэгляцыяцыі часткова таксама выкліканы акіянічнымі працэсамі.[18] Напрыклад, перапынкі звычайнай глыбокай цыркуляцыі халоднай вады і глыбіні пранікнення ў Паўночнай Атлантыцы маюць зваротную сувязь, якая спрыяе далейшаму адступленню ледавікоў.[19]

Дэгляцыяцыя ўплывае на ўзровень мора, таму што вада, якая раней знаходзілася на сушы ў цвёрдай форме, ператвараецца ў вадкую ваду і ў канчатковым выніку сцякае ў акіян. Нядаўні перыяд інтэнсіўнай дэгляцыяцыі прывёў да сярэдняга глабальнага павышэння ўзроўню мора на 1,7 мм/год за ўсё 20 стагоддзе і 3,2 мм/год за апошнія два дзесяцігоддзі, што вельмі хутка.[20]

Фізічныя механізмы, з дапамогай якіх адбываецца дэгляцыяцыя, ўключаюць раставанне, выпарэнне, сублімацыю, адколванне і эолавыя працэсы, такія як размыванне ветрам.

Дэгляцыяцыя Лаўрэнтыдскага ледавіковага покрыва[правіць | правіць зыходнік]

На працягу ўсёй эпохі плейстацэну Лаўрэнтыдскі ледзяны шчыт распаўсюдзіўся на шырокіх тэрыторыях паўночнай часткі Паўночнай Амерыкі, займаючы больш за 5 000 000 квадратных міль. Лаўрэнтыдскае ледзяное покрыва ў некаторых раёнах было глыбінёй 10 000 футаў і даходзіў на поўдзень да 37° пн.ш.. Цыклы дэгляцыяцыі абумоўлены рознымі фактарамі, галоўным з якіх з’яўляюцца змены летняй сонечнай радыяцыі, або інсаляцыі, у паўночным паўшар’і.[21] Але не ўсе павышэнні інсаляцыі на працягу доўгага часу выклікалі дэгляцыяцыю, да цяперашніх аб’ёмаў лёду, якія можна назіраць сёння. Гэта прыводзіць да іншай гіпотэзы, згодна якой існуе магчымы кліматычны парог, з пункту гледжання адступлення ледзяных покрываў і, у рэшце рэшт, знікнення. Паколькі Лаўрэнтыд быў самым вялікім ледзяным покрывам у паўночным паўшар’і, было праведзена шмат даследаванняў адносна яго знікнення, мадэляў агульнай цыркуляцыі атмасфера-акіян і мадэляў энергетычнага балансу паверхні. У выніку гэтых даследаванняў прыйшлі да высновы, што амаль на працягу ўсяго перыяду дэгляцыяцыі Лаўрэнтыдскі ледзяны шчыт меў станоўчы баланс масы паверхні, што сведчыць аб тым, што страта масы падчас дэгляцыяцыі хутчэй за ўсё адбылася з-за дынамічнага скіду. Толькі ў раннім галацэне баланс масы паверхні пераключыўся і стаў адмоўным. Гэтая змена да адмоўнага балансу масы паверхні сведчыць аб тым, што таянне паверхні стала фактарам, які прывёў да страты масы лёду ў ледзяным покрыве Лаўрэнтыд. Такім чынам, з гэтага была зроблена выснова, што Лаўрэнтыдскае ледавіковае покрыва пачало дэманстраваць паводзіны і паттэрны дэгляцыяцыі толькі пасля таго, як радыяцыйнае ўздзеянне і летнія тэмпературы пачалі павышацца ў пачатку галацэну.[22]

Вынік дэгляцыяцыі Лаўрэнтыдскага ледавіковага покрыва[правіць | правіць зыходнік]

Калі Лаўрэнтыдскі ледзяны шчыт праходзіў праз працэс дэгляцыяцыі, ён ствараў шмат новых форм рэльефу і аказваў розныя эфекты на сушу. Перш за ўсё, па меры раставання велізарных леднікоў утвараецца вялікі аб’ём талай вады. Аб’ёмы талай вады стварылі шмат асаблівасцей, у тым ліку марэнныя прэснаводныя азёры, якія могуць быць значнымі па памерах. Былі не толькі талыя воды, якія ўтварылі азёры, але і штормы, якія дзьмулі над унутранымі прэснымі водамі. Гэтыя штормы стваралі хвалі, дастаткова моцныя, каб размываць ледзяныя берагі. Пасля таго, як ледзяныя скалы агаліліся, з-за павышэння ўзроўню мора і эрозіі, выкліканай хвалямі, айсбергі раскалоліся і адкалоліся. Вялікія азёры сталі пераважаць, але з’явіліся таксама меншыя, неглыбокія, адносна кароткачасовыя азёры. Гэта з’яўленне і знікненне невялікіх мелкіх азёр значна паўплывала на рост, распаўсюджванне і разнастайнасць раслін, якія мы бачым сёння. Азёры дзейнічалі як бар’еры для міграцыі раслін, але калі гэтыя азёры асушаліся, расліны маглі міграваць і распаўсюджвацца вельмі эфектыўна.[23]

Апошняя дэгляцыяцыя[правіць | правіць зыходнік]

Тэмпература ад 20 000 да 10 000 гадоў таму, атрыманая ад EPICA Dome C Ice Core (Антарктыда)
Пасляледавіковы ўзровень мора

Перыяд паміж канцом апошняга ледавіковага максімуму і раннім галацэнам (каля 19-11 тыс. гадоў таму) паказвае змены ў канцэнтрацыі парніковых газаў і атлантычнай мерыдыянальнай цыркуляцыі (AMOC), калі ўзровень мора падняўся на 80 метраў.[4] Акрамя таго, апошняя дэгляцыяцыя адзначана трыма рэзкімі імпульсамі CO2[24], а запісы вулканічных вывяржэнняў паказваюць, што субаэральны вулканізм павялічыўся на ўсёй планеце і стаў ў два-шэсць разоў вышэй фонавых узроўняў паміж 12 тыс. і 7 тыс. гадоў.[25]

Прыкладна ў перыяд з 19 тысячы гадоў, у канцы апошняга ледавіковага максімуму, да 11 тысячы гадоў таму, што адпавядае ранняму галацэну, кліматычная сістэма перажыла рэзкія змены. Большая частка гэтых змяненняў адбывалася з ашаламляльнай хуткасцю, бо Зямля мела справу з канцом апошняга ледніковага перыяду. Змены ў інсаляцыі былі асноўнай прычынай гэтай рэзкай глабальнай змены клімату, паколькі гэта было звязана з шэрагам іншых змен ва ўсім свеце, ад змены ледзянога покрыва да ваганняў канцэнтрацыі парніковых газаў і многіх іншых зваротных сувязяў, якія прывялі да розных рэакцый, як глабальна, так і на рэгіянальным узроўні. Змяніліся не толькі ледзяныя покрывы і колькасць парніковых газаў, але і ў дадатак да гэтага адбыліся раптоўныя змены клімату і шматлікія выпадкі хуткага і значнага павышэння ўзроўню мора. Раставанне ледзянога покрыва разам з павышэннем узроўню мора адбылося толькі пасля 11 тысячы гадоў. Тым не менш, зямны шар дасягнуў цяперашняга міжледавіковага перыяду, калі клімат параўнальна пастаянны і стабільны, а канцэнтрацыі парніковых газаў блізкія да даіндустрыяльнага ўзроўню. Усе гэтыя даныя даступныя дзякуючы даследаванням і інфармацыі, сабранай з проксі-запісаў як наземных, так і акіянічных, якія ілюструюць агульныя глабальныя заканамернасці змяненняў клімату ў перыяд дэгляцыяцыі.[4]

Падчас апошняга ледавіковага максімуму была відавочная нізкая канцэнтрацыя вуглякіслага газу (CO2), што, як мяркуюць, было вынікам большага ўтрымання вугляроду ў глыбокім акіяне праз працэс стратыфікацыі ў Паўднёвым акіяне. Гэтыя глыбокія воды Паўднёвага акіяна ўтрымлівалі найменш δ13C, што прывяло да таго, што яны былі месцам з найбольшай шчыльнасцю і найбольшым утрыманнем солі падчас апошняга ледавіковага максімуму. Выкід такога сабранага вугляроду быў, магчыма, непасрэдным вынікам глыбокага перамешвання Паўднёвага акіяна, выкліканага ўзмоцненым апвелінгам, выкліканым ветрам, і адступленнем марскога лёду, якія непасрэдна звязаны з пацяпленнем Антарктыкі, а таксама супадаюць з халоднымі падзеямі, сярэдняга і позняга дрыясу, на поўначы.[4]

На працягу апошняга ледавіковага перыяду ў Паўночнай Амерыцы ўсход быў заселены марозаўстойлівымі іглічнымі лясамі, у той час як на паўднёвым усходзе і паўночным захадзе ЗША захаваліся адкрытыя лясы ў месцах, дзе сёння ёсць закрытыя лясы, што сведчыць аб тым, што тады тэмпература была больш нізкай і агульныя ўмовы былі значна больш сухімі, чым тыя, якія мы перажываем сёння. Ёсць таксама прыкметы таго, што паўднёвы захад Злучаных Штатаў быў значна больш вільготным падчас апошняга ледавіковага максімуму ў параўнанні з сённяшнім днём, бо там былі адкрытыя лясы, дзе сёння пустыні і стэп. У Злучаных Штатах агульная зменлівасць расліннасці прадугледжвае агульнае падзенне тэмператур (мінімум 5 °C), зрух заходніхштармавых шляхоў на поўдзень і вельмі круты шыротны градыент тэмпературы.[4]

Формы рэльефу[правіць | правіць зыходнік]

Некалькі форм рэльефу, якія можна ўбачыць сёння, адрозніваюцца магутнай эразійнай сілай, якая дзейнічае падчас або адразу пасля дэгляцыяцыі. Размеркаванне такіх формаў рэльефу дапамагае зразумець дынаміку ледавікоў і геалагічныя перыяды мінулага. Вывучэнне аголеных форм рэльефу можа таксама даць зразумець сучаснасць і бліжэйшую будучыню, калі ледавікі ва ўсім свеце адступаюць у цяперашні перыяд змянення клімату.[26] Увогуле, нядаўна дэгляцыялізаваныя ландшафты па сваёй сутнасці няўстойлівыя і будуць імкнуцца набліжацца да стану раўнавагі.[27]

Выбарка звычайных формаў рэльефу, выкліканых дэгляцыяцыяй або ў выніку паслядоўных геамарфічных працэсаў пасля ўздзеяння дэгляцыяцыі:

Гл. таксама[правіць | правіць зыходнік]

Крыніцы[правіць | правіць зыходнік]

  1. ↑ IPCC AR5. Climate Change 2013: The Physical Science Basis - Annex III: Glossary (2013). Архівавана з першакрыніцы 24 мая 2016. Праверана 15 мая 2015.
  2. ↑ International Association of Cryospheric Sciences. Glossary of glacier mass balance and related terms. UNESCO Digital Library (18 красавіка 2011). Праверана 8 лютага 2021.
  3. ↑ IPCC. What Do the Last Glacial Maximum and the Last Deglaciation Show? (2007). Архівавана з першакрыніцы 25 красавіка 2015. Праверана 14 мая 2015.
  4. ↑ а б в г д е Clark; et al. (2011). "Global climate evolution during the last deglaciation". PNAS. 109 (19): E1134–E1142. doi:10.1073/pnas.1116619109. PMC 3358890. PMID 22331892.
  5. ↑ Glaciers and Climate Change. NSIDC. National Snow & Ice Data Center (18 красавіка 2017). Праверана 1 June 2017.
  6. ↑ Jiménez-Sánchez, M.; et al. (2013). "A review of glacial geomorphology and chronology in northern Spain: Timing and regional variability during the last glacial cycle". Geomorphology. 196: 50–64. Bibcode:2013Geomo.196...50J. doi:10.1016/j.geomorph.2012.06.009. hdl:10261/82429.
  7. ↑ Bentley M.J. (2009). "The Antarctic palaeo record and its role in improving predictions of future Antarctic Ice Sheet change" (PDF). Journal of Quaternary Science. 25 (1): 5–18. doi:10.1002/jqs.1287. S2CID 130012058.
  8. ↑ Carlson A.E., Clark P.U. (2012). "Ice sheet sources of sea level rise and freshwater discharge during the last deglaciation". Reviews of Geophysics. 50 (4): 4. Bibcode:2012RvGeo..50.4007C. doi:10.1029/2011RG000371. S2CID 130770580.
  9. ↑ а б Hanna E.; et al. (2013). "Ice-sheet mass balance and climate change" (PDF). Nature. 498 (7452): 51–59. Bibcode:2013Natur.498...51H. doi:10.1038/nature12238. PMID 23739423. S2CID 205234225.
  10. ↑ Straneo F., Helmbach P. (2013). "North Atlantic warming and the retreat of Greenland's outlet glaciers". Nature. 504 (7478): 36–43. Bibcode:2013Natur.504...36S. doi:10.1038/nature12854. PMID 24305146. S2CID 205236826.
  11. ↑ Markus Dieser; Erik L J E Broemsen; Karen A Cameron; Gary M King; Amanda Achberger; Kyla Choquette; Birgit Hagedorn; Ron Sletten; Karen Junge & Brent C Christner (2014). "Molecular and biogeochemical evidence for methane cycling beneath the western margin of the Greenland Ice Sheet". The ISME Journal. 8 (11): 2305–2316. doi:10.1038/ismej.2014.59. PMC 4992074. PMID 24739624.
  12. ↑ Alexey Portnov; Sunil Vadakkepuliyambatta; Jürgen Mienert & Alun Hubbard (2016). "Ice-sheet-driven methane storage and release in the Arctic". Nature Communications. 7: 10314. Bibcode:2016NatCo...710314P. doi:10.1038/ncomms10314. PMC 4729839. PMID 26739497.
  13. ↑ Lewis S.L., Maslin M.A. (2015). "Defining the Anthropocene". Nature. 519 (7542): 171–180. Bibcode:2015Natur.519..171L. doi:10.1038/nature14258. PMID 25762280. S2CID 205242896.
  14. ↑ а б Sigman D.M., Hain M.P., Haug G.H. (2010). "The polar ocean and glacial cycles in atmospheric CO2 concentration". Nature. 466 (7302): 47–55. Bibcode:2010Natur.466...47S. doi:10.1038/nature09149. PMID 20596012. S2CID 4424883.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (link)
  15. ↑ Árnadóttir T.; et al. (2008). "Glacial rebound and plate spreading: Results from the first countrywide GPS observations in Iceland". Geophysical Journal International. 177 (2): 691–716. doi:10.1111/j.1365-246X.2008.04059.x.
  16. ↑ Huybers P., Langmuir C. (2009). "Feedback between deglaciation, volcanism, and atmospheric CO2". Earth and Planetary Science Letters. 286 (3–4): 479–491. Bibcode:2009E&PSL.286..479H. doi:10.1016/j.epsl.2009.07.014. S2CID 6331641.
  17. ↑ Sinton J., Grönvold K., Sæmundsson K. (2005). "Postglacial eruptive history of the Western Volcanic Zone, Iceland". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 6 (12): n/a. Bibcode:2005GGG.....612009S. doi:10.1029/2005GC001021. S2CID 85510535.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (link)
  18. ↑ Allen C.S., Pike J., Pudsey C.J. (2011). "Last glacial–interglacial sea-ice cover in the SW Atlantic and its potential role in global deglaciation". Quaternary Science Reviews. 30 (19–20): 2446–2458. Bibcode:2011QSRv...30.2446A. doi:10.1016/j.quascirev.2011.04.002.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (link)
  19. ↑ Alley R.B., Clark P.U. (1999). "THE DEGLACIATION OF THE NORTHERN HEMISPHERE: A Global Perspective". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 27: 149–182. Bibcode:1999AREPS..27..149A. doi:10.1146/annurev.earth.27.1.149. S2CID 10404755.
  20. ↑ Meyssignac B.; Cazenave A. (2012). "Sea level: A review of present-day and recent-past changes and variability". Journal of Geodynamics. 58: 96–109. Bibcode:2012JGeo...58...96M. doi:10.1016/j.jog.2012.03.005.
  21. ↑ Dyke, A.S.; Moore, A.; Robertson, L. (2003). Deglaciation of North America. Geological Survey of Canada, Open File 1574. doi:10.4095/214399.
  22. ↑ Ullman; et al. (2015). "Laurentide ice-sheet instability during the last deglaciation". Nature Geoscience. 8 (7): 534–537. Bibcode:2015NatGe...8..534U. doi:10.1038/ngeo2463.
  23. ↑ Pielou, E.C. (1991). After the Ice Age. Chicago: University Of Chicago Press. p. 25. ISBN 978-0226668123.
  24. ↑ New study shows three abrupt pulse of CO2 during last deglaciation. Oregon State University (29 кастрычніка 2014).
  25. ↑ Peter Huybers; Charles Langmuir (2009). "Feedback between deglaciation, volcanism, and atmospheric CO2" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 286 (3–4): 479–491. Bibcode:2009E&PSL.286..479H. doi:10.1016/j.epsl.2009.07.014. S2CID 6331641.
  26. ↑ Cowie N.M., Moore R.D., Hassan M.A. (2013). "Effects of glacial retreat on proglacial streams and riparian zones in the Coast and North Cascade Mountains". Earth Surface Processes and Landforms. 29 (3): 351–365. doi:10.1002/esp.3453. S2CID 128455778.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (link)
  27. ↑ Ballantyne C.K. (2002). "Paraglacial geomorphology". Quaternary Science Reviews. 21 (18–19): 1935–2017. Bibcode:2002QSRv...21.1935B. doi:10.1016/S0277-3791(02)00005-7.
Узята з "https://be.wikipedia.org/w/index.php?title=Дэгляцыяцыя&oldid=4714405"