地貌和沉积系统

的外部力量在峡湾landsystems上面描述的行动往往在一段数千至数万年,但他们仍然重要当试图理解系统完整的冰川时期。短期,局部流程的重要因素是生成一个峡湾landsystem记录。这里我们将讨论的主要流程去生产不同的沉积体系,地貌单元和allostratigraphic峡湾内单位,并描述每个系统,其几何和化妆品相对于这些过程。我们还将应对不同气候政权发生峡湾和比较和对比自己的系统。第一,然而,我们需要简要提到侵蚀,峡湾系统至少最初侵蚀的大型槽本身,通常是由冰川的组合,大量浪费和河流侵蚀过程。

13.3.1基岩墙壁和地板上

基岩组成和构造和气候影响政权的风化程度,因此erodability。一些人认为深风化作用是所需重要的冰蚀但认为不重要的因素必须在峡湾过量下蚀作用。然而,软基岩似乎是重要的如兰伯特的地堑,南极洲,世界上最大的(长800多公里,50公里宽,3公里深)glacierized峡湾系统(Hambrey, 1994年,p . 90)。冰川侵蚀的证据是在小规模的结构在峡湾盆地(如挂山谷、插销、财产权,P-forms),但的细节冰川下的侵蚀过程是不限制仅仅由于难以观察和取样。腐蚀磨损,采摘和冰川下的流所有发生实际上必须活跃在先进的冰川阶段由于常见的峡湾过蚀概要文件。冰川下的水压力变化可能是过量下蚀作用的关键过程(如胡克1991;艾弗森1991;Hallet et al . 1996年)尽管侵蚀河谷两侧,而不是没有可能集中在床上(港et al . 1988;港1992)。尽管基岩erodability是一个因素,过量下蚀作用,通常以基岩西尔斯似乎发生冰速度高和收敛,比如在狭小或槽融合,西尔斯发生在冰流脱离限制流发散冰川传播的地方。此外,如果冰川冲蚀率在与滑动速度相同的规模,和滑动速度达到最大值平衡线高度(ELA);安德鲁斯,1972;汉弗莱和雷蒙德,1994;帕特森,1994),将军和索伯(2000)认为主要基石的轨迹冰川的侵蚀应该在同步振荡与高度的变化这个联盟的气候波动(图13.4)。峡湾波谷可能意味着ELA震荡的地方长时间协助侵蚀。此外,将军和索伯(2000)认为,冰川侵蚀率很可能匹配岩石涌入/提升利率,侵蚀行为

图13.4模型说明滑动速度之间的关系(SV和小箭头底部的迎风冰川)和平衡线高度(ELA)一个造山带。迎风的orographically诱导上升ELA背风一侧的范围会导致更高的意思是濒危语言联盟(固体黑色线)。小幅度的波动之间的联盟冰川(虚线)和间冰期(灰色线)示意图所示(背风范围是迎风的~ 33%范围)。假设基础侵蚀率尺度基底滑动速度,模型显示浓度的侵蚀地形带的高度是由冰期/间冰期高度濒危语言联盟,其宽度是一个函数的极限相伴冰川扩张/收缩的景观。迎风带宽度和高度可能会高于背风侧。注意,嵴范围被定义为一个地形峰值对应的空间区域的低腐蚀率由冰川强调垂直向下的箭头。(将军和索伯之后,2000)。

图13.4模型说明滑动速度之间的关系(SV和小箭头底部的迎风冰川)和平衡线高度(ELA)造山带。迎风的orographically诱导上升ELA背风一侧的范围会导致更高的意思是濒危语言联盟(固体黑色线)。小幅度的波动之间的联盟冰川(虚线)和间冰期(灰色线)示意图所示(背风范围是迎风的~ 33%范围)。假设基础侵蚀率与基底滑动速度尺度,该模型显示浓度的侵蚀地形带的高度是由冰期/间冰期高度濒危语言联盟,其宽度是一个函数的极限相伴冰川扩张/收缩的景观。迎风带宽度和高度可能会高于背风侧。注意,嵴范围被定义为一个地形峰值对应的空间区域的低腐蚀率由冰川强调垂直向下的箭头。(将军和索伯之后,2000)。

调节上升的轨迹,至少在阿拉斯加南部。他们认为,水土流失和隆起之间的正反馈是体现在当地地形,平均海拔达到最大区域内他们推断出高价值的提升和发掘。

在冰川最大值,峡湾在侵蚀或非沉积政权居多,沉积物在沉积冰川推进通过峡湾以及任何存款从之前的周期可能会侵蚀,或许基岩(例如安德鲁斯、1987、1990;博尔顿,1990;鲍威尔,1991)。然而,侵蚀的程度可能取决于冰川政权;从几个冰川沉积物似乎保存事件sub-polar(1990年安德鲁斯et al ., 1987)和极地峡湾(例如麦凯维,1981;鲍威尔,1981 b;巴雷特和Hambrey, 1992)。当冰川侵蚀之前几乎所有的沉积物沉积到基岩,大量的沉积物可能发掘。阿拉斯加,例如,在冰川湾的峡湾系统似乎是充满了沉积物,包括与埋树和冲蚀湖沉积海平面,约200米后退出最后一个冰川最大(麦肯齐和Goldthwait, 1971;古德温,1988)。在预付款在70公里以上的小冰河时期的沉积物被侵蚀到本地的基石,在低于海平面300米(Seramur et al ., 1997)。体积的沉积物中可能已经超过约1010立方米的大约850年。

13.3.2冰川下的系统

峡湾的冰川下的系统的最佳方法是看推翻了冰山,解释地震反射资料,使用冰雷达调查床特点,使用水下遥控车辆调查冰川的边缘,他们也在海底和海底新暴露出来冰川退缩,并研究了第四纪沉积。每种方法都有其问题的推断前过程,但是,尽管冰川床峡湾的大部分地区低于海平面,过程和产生的沉积物似乎一样陆地冰川(例如格拉瑟和Hambrey, 2001 a)。冰川下的到变形从推翻推断冰山发生在温带系统(cf,鲍威尔和Molnia 1989;图13.5),从推翻冰山(格拉瑟和Hambrey, 2001 b)和存款证明暴露(博尔顿et al ., 1999;贝内特et al ., 1996 c)在近极的系统,和有图案的地面,空心沉积物强度(Solheim, 1991)和槽直到最近接触海底(图13.6;鲍威尔et al ., 1996)在极地系统。直到住宿也推断发生。然而,冰融化必须罕见,因为marine-ending冰川几乎停滞不前(鲍威尔,1984)。此外,常见的陆地冰川下的序列冰川内部的和/或supraglacial直到相不发生同样的原因,和冰川下的存款被海洋沉积物表面。直到出现在表或quasi-sheet几何图形,但它似乎从温带分布系统是不完整的(Cai et al ., 1997)更加连续和广泛sub-polar和极地系统(Elverhei et al ., 1980人,1983;鲍威尔et al ., 1996;安德森,1999; Domack et al., 1999; Shipp et al., 1999). These different styles of till distribution may well be a factor of subglacial water conditions in terms of volume and flow geometries. In glacial systems of temperate fjords conduit flow becomes well established during a melt season, and even though flow appears to decrease or stop during winters (Cowan and Powell, 1991a and b) it is commonly reestablished in the same location the following season (Powell, 1990). This is not inconsistent with models which indicate that deforming till and low-pressure channels can co-exist (Alley, 1992), and perhaps the channels are not fully closed by ice or till deformation during winter as a result of being flushed with sea water. Whether marine-ending glaciers have similar debris-incorporation processes to the supercooling freeze-on of terrestrial glaciers (Lawson et al., 1998; Alley et al., 1998) is uncertain; however, the required overdeepened bed geometry is present in fjords and is a possible factor to consider in discharges at marine glacial termini (Powell, 1990; Dowdeswell et al., 2001). In these overdeepened scenarios, a stream is unlikely to be sufficiently competent to transport coarse bedload up the back slope of the grounding-line fan that it's building. This forces coarse sediment under the glacier and on the up-glacier side of the fan.

13.3.3接地冰线系统

沉积体系沉积在冰接触接地线marine-ending冰川已经被定义为接地冰线系统和可能从接地冰线延长几公里之外。几何图形的存款不同根据冰川是否促进或静止,沉积物积累在银行,风扇或楔形几何图形,而不是迅速撤退,沉积物分布在一片几何。在寒冷的冰川政权碎片通量较低,部分甚至可能非常浓缩或没有中断。各种各样的过程通常涉及生产这些系统和包括冰川、河流、海洋、冰山和实验过程。普通的包冰川过程定义了鲍威尔和小巷(1997)(图13.7):

1。冰川下的变形床和碎片流动以外的接地线

2。冰川下的河流运输和快速沉降的顺向喷气和羽流从接地冰线问题

3所示。推动和抽插的冰川、河流和海洋沉积物的接地线

4所示。一群过程通常产生较小的沉积物,根据冰川政权,直到在包括:住宿向冰川面的边的接地冰线系统;冰山漂流都倾倒supraglacial碎片一样冰产犊,冰山,海水和雨水冲洗的逐渐融化冰山;融化的冰川冰从接地生产粮食,岩崩潮水悬崖;雨水冲洗基地的一个浮动的冰舌从undermelting海水;和挤压的冰川下的沉积物以外的接地线。

水下的LANDSYSTEMS:峡湾325

图13.5)潜艇冰山崩解后海平面上升的基底在阿拉斯加的冰川冰区域。B)这些冰山稳定后,他们提供一个窗口基底碎片地层学的冰川,包括基底到和冰川下的到。这些可能是采样5所示(C)冰川下的到所在基底冰到几乎1%以上;地层学是倒因为berg翻滚揭发这些基底节。(照片从鲍威尔和Molnia A和B是,1989)。

图13.5)潜艇冰山崩解后海平面上升的基底在阿拉斯加的冰川冰区域。B)这些冰山稳定后,他们提供一个窗口基底碎片地层学的冰川,包括基底直到和冰川下的到。这些可能是采样5所示(C)冰川下的到所在基底冰到几乎1%以上;地层学是倒因为berg翻滚揭发这些基底节。(照片从鲍威尔和Molnia A和B是,1989)。

一个独特的过程发生在冰山崩解的接地冰线从冰川的底部或者当一个浮动的冰舌电梯了床上。直到冻结在冰川下的唯一的冰川和冰的水进行列。这直到下降到海底产生大小不一的碎屑在接地冰线附近的一个区域到阻止完全融化之前老基底冰。这些直到碎屑帮助定义接地冰线系统结合独特的和建筑相关联。

接地冰线系统是重要的depo-centres,接收的沉积物通量从冰川沉积物积累往往非常迅速;一种情况被记录为垂直累积超过80对温带冰川从点源冰川下的流流量1年(鲍威尔,1990,图9)。这些系统沉降率以每年几十厘米,他们衰变为对数函数在第一个几公里外的冰川(Cai et al ., 1995)。在其他冰川政权,即使沉积物积累速度变慢,他们仍然沉积物堆积的主要位点。通过质量和重力流Redepositional事件过程是常见的从这些系统由于:

1。沉积物累积率高

2。冰山崩解从海拔影响海底沉积物穿透水后列

3所示。基底冰裂冰从接地冰线低于海平面扰乱沉积物堆积在潜艇悬崖,和

4所示。活跃的冰川沉积物堆积在悬崖。

接地冰线存款得到文学中的各种名字但总的来说他们已经分为接地冰线楔形,冰碛银行和接地冰线球迷基于几何图形(鲍威尔和Domack, 1995;鲍威尔和小巷,1997)。它们的几何图形主要取决于他们的主导过程,但接地冰线终点站类型也很重要。潮水悬崖的地方没有限制沉积物住宿空间和沉积物可能加积海平面,而一个漂浮的冰舌限制垂直沉积接地冰线系统。接地冰线系统生长在浮动的舌头下,他们可能会创建一个接地冰线之前因为冰川沉积物接触鞋底,它可能会变形,磨平了棱角冰川流。

建造过程的主要几何组接地冰线系统被认为是如下。

图13.6)的俯瞰麦凯冰川出口冰川南极东部冰盖的南部维多利亚土地以花岗岩沿海岸港口77°罗斯海的年代。最后4公里的冰川是一个漂浮的冰舌。B)和C)长笛在冰川下的到,观察使用潜水器遥控车,最近的接地冰线回落后暴露在海底。C)的巨石从漂浮的冰舌上面这个网站(B)和bergstone混杂沉积物窗帘长笛已经暴露在海底。(照片(B)和(C)是鲍威尔等人,1996)。

图13.6)的俯瞰麦凯冰川,一个出口的南极东部冰盖冰川在维多利亚南部土地以花岗岩沿海岸港口77°罗斯海的年代。最后4公里的冰川是一个漂浮的冰舌。B)和C)长笛在冰川下的到,观察使用潜水器遥控车,最近的接地冰线回落后暴露在海底。C)的巨石从漂浮的冰舌上面这个网站(B)和bergstone混杂沉积物窗帘长笛已经暴露在海底。(照片(B)和(C)是鲍威尔等人,1996)。

1。一行沿着接地冰线源由变形到床上,美联储可能积累up-glacier表,但是当从冰川下的位置释放,远离diamictic泥石流产生的接地冰线楔几何图形。结果debrites薄远侧地形成楔形几何和一些可能数十公里长(例如国王et al ., 1991;Laberg Vorren, 1995;Dowdeswell et al ., 1996年,1998年;Mohrig et al ., 1999)。

2。冰碛银行也产生线来源但与楔形,它们的混合物组成的沉积物来自广泛的冰川碎片上面描述的供应流程。他们也有能力站在银行和住宿空间形式(图13.7),有些是数百米高(例如Stravers和苏维斯基谈到,1991)。从这些银行幻灯片和沉积物是重新分配衰退、泥石流和浊度电流(例如鲍威尔,1981 a, 1983;苏维斯基谈到,嗯,1991;苏维斯基谈到,1993;苏维斯基谈到和肖,1995;Dowdeswell et al ., 1996年,1998年;Cai et al ., 1997),和一些可能足够陡峭的谷物流。一些证据表明,冰川流入大海,它们形成冰碛银行与大型debrites forebank地区(cf。Solheim, 1991;博尔顿et al ., 1999),这可能是用于描述这些类型的峡湾冰川。

3所示。风扇几何图形从点源产生接地冰线作为冰川下的流问题从管道和排序沉积物运输远离接地线。运输发生在飞机生产海洋沉积(鲍威尔,1990),在浑浊的羽低密度区内贸易流入jet转换,发生半深海的沉积。很少,高密度流可能形成在流出点

河流

接地冰线球迷(水下冰水沉积扇)碛银行

寄存斜缓碛(?)

冰碛银行

(Ra碛)(德格碛)(潜艇碛)(碛)

MELTOUT & CALVE-DUMPING额转储碛

挤一些横向谷碛

推动把冰碛推

图13.7主要流程组件为冰碛银行贡献沉积物。银行根据不同包过程的几何和各自的术语与每一个提出了在文献中使用。其他术语用于冰碛银行在文献中也显示在括号。冰碛银行是首选项,因为它杰出的存款碛陆上形成,和“银行”是一个标准的allostratigraphic和海上术语等几何的身体。(鲍威尔和Domack之后,1995)。

生产连续下溢的粉丝(鲍威尔,1990)以类似的方式与其他环境(莫特和苏维斯基谈到,1995;穆德et al ., 1998;卡塞姆和伊姆兰,2001)。更常见的、快速沉积在那个网站产生浊度电流通过反复失败的沉积物迅速积累具有高含水量在欧元区的喷射分离风扇和通过水柱上升。经常在浑浊的泥沙溢出羽毛偶然释放的低密度流与潮流的变化速度。通过半深海的交互产生深水潮积物悬浮沉降过程。薄片生产对联的泥沙近端流出(约1公里),淤泥和淤泥,径向来说,去约15公里流出(图13.8)。分别相被称为cyclopsams和cyclopels (Mackiewicz et al ., 1984;考恩和鲍威尔,1991;考恩et al ., 1998年,1999年; cf. O Cofaigh and Dowdeswell, 2001). Local failures also may occur to redeposit sediment by mass flows within the fan complex.

接地冰线系统在现代和第四纪温带设置很好记录,包括冰碛银行和接地冰线风扇的组合形式。虽然鲜为人知,sub-polar系统似乎类似于温带系统。极地峡湾接地冰线系统还没有得到深入研究。我们认为他们是类似于大陆架居多的地方接地冰线楔形(cf。国王et al ., 1991;安德森,1999;与小冰川下的西普et al ., 1999)管道水流。然而,在峡湾,冰川可能有更多的信道化冰川下的水流如果冰川足够厚压力融化在床上。一个极插座的接地线使用潜水冰川实际上已经观察到,遥控车。那里,冰川下的沉积物变形,没有信道水流观察(图13.9)。接地冰线沉积物也diamict发生楔形,或局部基底裂缝在接地冰线允许足够的住宿空间,作为银行(鲍威尔et al ., 1996)。以外的接地线,shelfstone混杂沉积物(美国鲍威尔,1984)是被雨水冲洗的基底形成碎片从唯一的舌头离开了接地线。条件下接近真正的极地在南极半岛峡湾,舌头有记录的冷水扩展离冰川。他们解释为来自融化/冻结的过程在浮动或部分浮动冰川舌(Domack Ishman, 1993;阿什利和史密斯,2000),下面将进一步讨论(见冰山区域系统)。

相模型基于这些过程被详细分析验证和阐述了老上升第四纪的例子(例如Retelle bith, 1989;斯图尔特,1991;麦凯布和O Cofaigh, 1995;Lonne 1995, 2001;Lonne和劳里岑,1996;猎人et al ., 1996;Plink-Bjorklund Ronnert, 1999)和高分辨率地震反射资料(例如Elverhoi et al ., 1983;吉尔伯特,1984;贝尔纳普西普,1991;Stravers苏维斯基谈到,1991; Sexton et al., 1992; Cai et al., 1997; Lonne and Syvitski, 1997; Seramur et al., 1997) from various locations. The advantage of using Quaternary deposits is that they allow a full documentation of lithofacies that in modern settings are depicted primarily as seismic facies with small local samples from sediment cores. In combination with seismic reflection profiles of fjord bottom sediment, they also allow verification of lateral facies changes and geometries, of large-scale deformation structures and of detailed facies successions, particularly in coarser-grained deposits which are difficult to sample in modern environments.

一般来说,相和几何图形的第四纪的例子是现代设置相同,但一些细节相interfacies几何图形的复杂性是更好的定义(图13.10)。例如,小型和大型变形结构与接地冰线振荡和冰川最重要的是更好的定义(例如McCabe et al ., 1984;麦凯布,1986;Lonne、1995、2001;猎人et al ., 1996;Lonne和劳里岑,1996;Lenne苏维斯基谈到,1997;班尼特et al ., 1999;博尔顿et al ., 1999;Plink-Bjorklund Ronnert, 1999)。 Varieties of gravel and rubble facies associated with grounding-line systems, particularly grounding-line fans, are well documented (e.g. Powell, 1990; Plink-Bjorklund and Ronnert, 1999), as are structures generated by iceberg rafting (cf. Thomas and Connell, 1985).

13.3.4漂浮的冰舌系统

在极地和一些sub-polar峡湾接地冰线之间的区域系统,下面讨论的冰山区域系统可能是一个浮动的冰舌下。在这种情况下,产犊,冰山在哪里生产,可能几十公里以外的接地线与接地悬崖的冰川末端的情况,和崩解线和接地线一致。由于极端的可访问性问题,很少有人了解这些语言系统,但一项研究南极系统(鲍威尔et al ., 1996年,Dawber和鲍威尔,1998)显示

图13.8分层cyclopels和cyclopsams悬浮沉降沉积的浑浊的融水溢出一缕,缪尔入口,东南阿拉斯加。一个宽7.5厘米)的核心ice-proximal分层cyclopsam金沙和地方浊与B)相关的显微照片cyclopsam(~ 40毫米)。C)宽7.5厘米的核心的远端分层cyclopel悬浮泥粉砂薄层,与D)相关的显微照片cyclopel(~ 100毫米)。(在Mackiewicz et al ., 1984)。

图13.8分层cyclopels和cyclopsams悬浮沉降沉积的浑浊的融水溢出一缕,缪尔入口,东南阿拉斯加。一个宽7.5厘米)的核心ice-proximal分层cyclopsam金沙和地方浊与B)相关的显微照片cyclopsam(~ 40毫米)。C)宽7.5厘米的核心的远端分层cyclopel悬浮泥粉砂薄层,与D)相关的显微照片cyclopel(~ 100毫米)。(在Mackiewicz et al ., 1984)。

图13.9麦凯冰川(见图13.6)接地冰线沉积物不同质地和固结度沿接地冰线几十米以内。这里硬clast-rich直到(a)与弱泥泞到(b)。(照片后,鲍威尔et al ., 1996)。

sediment-starved,由depo-system表示这是一个浓缩的部分。而不是冰架,接地和崩解线之间的距离可能是数百公里,这里距离可能足够短,大陆架海域丰富的营养能流传下的舌头。这个循环可以使硅藻等浮游植物产生一个化石记录以及提供的食物来源非常多样化浅海底和浅infaunal社区。

图13.10概念模型发展的接地冰线风扇(示意图,不按比例)。)的基本沉积体系结构包括四个allostratigraphic单位,侵蚀不连续边界的不整合(厚波浪线)到整合(厚线条流畅);箭头表示主导运输方向,冰川构造变形。字母名称与sub-numerals表明相对时间和每个单元的位置和他们的联系。小规模syn-sedimentary冰川构造变形可能会包含在单元(A)和(B)。B)更多的压缩变形,暗示明显冰川推进,是著名的“广告”(畸形)。(L0nne之后,1995)。

图13.10概念模型发展的接地冰线风扇(示意图,不按比例)。)的基本沉积体系结构包括四个allostratigraphic单位,侵蚀不连续边界的不整合(厚波浪线)到整合(厚线条流畅);箭头表示主导运输方向,冰川构造变形。字母名称与sub-numerals表明相对时间和每个单元的位置和他们的联系。小规模syn-sedimentary冰川构造变形可能会包含在单元(A)和(B)。B)更多的压缩变形,显示明显的冰川,是著名的“广告”(畸形)。(L0nne之后,1995)。

13.3.5冰山区域系统

与描述的系统已经一样,冰山区域系统缺席paraglacial后来峡湾进化的阶段。这里,冰山区域采取接地冰线系统的扩展从down-fjord端(即使冰山是重要的系统),冰山是非常罕见的,说覆盖约1 - 2分或更少的水面。沉积物主要传播模式与水体结构,峡湾循环包括的影响科里奥利偏移风,迫使小程度(苏维斯基谈到et al ., 1987;吉尔伯特,1984)。冰山区depo-systems由沉积物源于两个或两个以上的来源和混合沉积。泥沙的主要来源有:

•半深海的冰岩面粉来自glacifluvial排放

•质量故障接地冰线系统

•iceberg-rafted碎片

•海冰重叠的碎片

•风成沉积物

•生物沉积物。

哪个源(s)占主导地位主要是气候政权的函数。例如,在极地海冰条件下,风蚀和生物组件非常重要,冰山和半深海的泥浆沉积在sub-polar政权重要,和半深海的泥沉积和浊度电流主宰所有其他温带系统。周期性的变化也主要气候上(如千禧年的周期性或控制米兰柯维奇迫使;sub-millennial像厄尔尼诺南方涛动和年代际周期性太平洋年代际振荡;年度(年融积层)和周期性sub-annual周期性(cyclopels))。

冰山传授他们的个性主要由漂流冰川沉积物记录碎片。因为这碎片最终成为纳入峡湾地板沉积物,沉积物被称为基因bergstone泥或bergstone混杂沉积物(鲍威尔,1984)。冰山介绍他们的冰川碎片负载由滚动和倾倒到海里去表面烧蚀碎片和个人进步的融化在水线下的冰川内部的粒子,这一过程称为“雨水冲洗”。重要的是要记住,iceberg-rafted残骸包括所有粒子大小,因此,根据冰山浓度和半深海的泥浆的相对贡献,沉积物砾泥或diamict材质生产。基于这些沉积过程冰山区域系统是盆地,表和sheet-draped存款。

Iceberg-rafted碎片产生lonestones从沙子,gravel-sized粒子,如果他们展示的证据已经下降(例如托马斯和康奈尔,1985)他们可能称为“dropstones”。即使缺乏dropstone证据仍有可能决定lonestones筏由于其巨额的性格;碎屑,不可能是水动力地运输与他们周围的矩阵或者基于粒度分布或分层厚度相对于碎屑的大小。然而,必须注意,这确实载沉积物源于冰山因为其他代理可以筏海冰等沉积物,植物根系和哺乳动物胃(例如吉尔伯特,1990 b;班尼特et al ., 1996)。其他特性表明冰山漂流直到丸和碎屑的巢穴,后者表明冰山冰山的倾销和可以作为一个指标区而不是一个浮动的冰舌系统(cf。鲍威尔,1984)。当冰山大他们大草稿和龙骨可以冲刷峡湾。当他们这样做,他们离开冰山沟(例如苏维斯基谈到et al, 1983年,1996年;Woodworth-Lynas Guigne, 1990;Dowdeswell等,1993)在沉积物表面(图13.11)和内部turbate沉积物的过程称为“冰龙骨turbation”(Vorren et al ., 1983;巴恩斯和留置权,1988)。在峡湾这些过程通常发生在峡湾墙壁和在峡湾浅滩水深浅,但在极地环境下冰山是他们可能被困在大基石,积极搜寻深盆地沉积物(如Dowdeswell et al ., 1993)。

在温带和sub-polar设置如阿拉斯加和挪威(鲍威尔,1990;考恩和鲍威尔,1991 a和b;Plassen Vorren, 2002;Vorren Plassen, 2002)。巴芬岛(吉尔伯特,1982;吉尔伯特et al ., 1990;苏维斯基谈到,嗯,1991;冬天和苏维斯基谈到,1992年)和西斯匹次卑尔根(Elverhoi et al ., 1980年,1983;Gorlich, 1986;Sexton et al ., 1992; Svendsen et al, 2002), hemipelagic mud sedimentation occurs from baroclinic overflows that are turbid and charged with glacial rock flour from stream discharges at grounding-line fans and deltas. Sedimentation rates are lower than in the grounding-line system, being several centimetres per year in temperate systems and a factor or two lower in sub-polar systems. Instead of a logarithmic decay down-fjord as described above for more proximal locations, rates now decrease exponentially. Tides interact with the stream discharges to form deep-water tidalites termed 'cyclopels'. Commonly cyclopels are intimately inter-stratified with turbidites. If sedimentation rates are high enough this stratification is retained due to a lack of in-fauna and consequent absence of bioturbation. More distally (e.g.

图13.11的角落冰山从麦凯冰舌的边缘(见图13.6),已经影响了海底和干扰浅海底社区:(A) berg分离后冰舌自身浮力的中心旋转,这可能意味着它影响海底造成冰山陷入泥淖,搜索,和turbat沉积物(B)是风和感动了海洋洋流。

图13.11的角落冰山从麦凯冰舌的边缘(见图13.6),已经影响了海底和干扰浅海底社区:(A) berg分离后冰舌自身浮力的中心旋转,这可能意味着它影响海底造成冰山陷入泥淖,搜索,和turbat沉积物(B)是风和海洋洋流所感动。

~ 15公里的冰川终点站),cyclopels并不成立,因为羽毛的小粒径变化,泥浆可能积累没有内部结构和一个巨大的外表即使生物扰动作用的缺失。这种特性可能是由于粒子聚合过程在水体中凝聚,絮凝和粒化(例如苏维斯基谈到,1980;Domack等,1994;希尔et al ., 1998;图13.12)。泥也可以积累这样的冬天当流排放很低或缺席。

在温带系统泥浆主导沉积在夏天除非冰山集中出于某种原因和混杂沉积物积累(例如Gottler和鲍威尔,1980)。随着泥累积利率减少冬季,混杂沉积物的结果,如果每年定期发生,年融积雪的结果;夏天的薄层被bergstone泥岩(科恩et al ., 1997)。在sub-polar

非絮凝的、单粒子

NON-FLOCCULATED、单粒子

表层咸水层海洋层

初始絮凝区

表层咸水层海洋层

初始絮凝区

集聚区和浮游动物成球

\

的发展

特约记者和3 d絮体

图13.12显微组织的变化的示意图的悬浮泥沙颗粒通过峡湾水柱。最初的粒子作为non-flocculated单一粒子表面淡水。当他们穿过咸水层开始凝聚,只使用在海洋水域浮游动物。与有机物的生长,深水絮体大,三维。(苏维斯基谈到后et al ., 1987)。

极地设置在格陵兰岛,冰山的主要纹理区泥沙混杂沉积物超越极限的浑浊的溢出一缕(Dowdeswell et al ., 1994),而靠近冰川叠层bergstone泥岩积累类似在温带系统(O Cofaigh et al ., 2001),尽管这可能改变在峡湾(斯坦et al ., 1993;苏维斯基谈到et al ., 1996;史密斯和安德鲁斯,2000)。这些相也受到永久的和年度海冰,陷阱的冰山的形成称为“峡湾里的”,和抑制能力广泛分散他们的残骸;冰山漂流然后集中可能翻番沉积物累积利率(苏维斯基谈到et al ., 1996)。sub-polar设置不同于温带的远端混杂沉积物相条件,因为没有冰山筏沉积物相当于距离,因为它们更小,融化速度只有泥浆积累的结果。小的是例外,因为它的冰融化较快在所有政权(cf。史密斯和阿什利,1996)。

在极地环境中硅质碎屑的沉积物通量从冰川下的溪流似乎是最小的沉降率非常低的15毫米/极地/ sub-polar条件1毫米/在真正的极地设置(格里菲斯和安德森,1989;Domack和威廉姆斯,1990;Domack, 1990;Lemmen, 1990;吉尔伯特et al ., 1990 b, 1993、1998;Domack et al ., 1993;安德鲁斯et al ., 1994;Domack Ishman, 1993;Domack McClennen, 1996;Shevenelle et al ., 1996; Ashley and Smith, 2000). Tongues of cold water occur within the water column of some fjords (e.g. Domack and Ishman, 1993), although they are not found in all (Azetsu-Scott and Tan, 1994; Azetsu-Scott and Syvitski, 1999). The cold tongues carry fine-grained suspended sediment in very low concentrations and are thought to originate from a glacier melting directly in sea water (Fig. 13.1). The meltwater mixes with the ambient sea water and, enhanced by tidal currents, the混合水然后流down-fjord交流。每个交流的深度是由它的密度控制造成其盐度、温度和含沙量。

浊烈和debrites来自接地冰线系统是常见的冰山的相区最近的冰川(见上面的接地冰线系统)。主要是浊度电流和泥石流似乎无侧限因为没有海底通道发生在大多数峡湾地板虽然描述了一些初期的渠道(Cai et al ., 1997)。看来,斜坡的地方开始不够陡峭的生成的流动侵蚀性的达成的速度,但所需的陡度是时间沉淀积累,或接近,海平面(卡尔森et al ., 1989)。这些存款去占很大一部分的峡湾盆地内填充第一个10 - 20公里近端接地线(鲍威尔,1991)。

其他进程在冰山区域系统包括风蚀、海冰和生物活动,他们的行动记录主要在极地和一些sub-polar设置。风成沉积物主要来源于冰水沉积平原,虽然有些可能从光秃秃的峡湾墙壁或supraglacial碎片。这些资源在多种气候是可用的,尽管他们是活跃在极地环境下甚至更长时间的冰川的消失后,暴露地区差,植被raybet雷竞技最新。在政权除了极地,风成沉积landsystems贡献相对稀释沉积物来自其他来源。然而,在极地政权风成沉积物可能由硅质碎屑的沉积物的重要组成部分在峡湾因为其他进程提供了这样的小卷的沉积物(如巴雷特et al ., 1983;吉尔伯特、1984、1990 b;邓巴et al ., 1989)。

海冰可以本地筏沉积物直径小于4米(吉尔伯特,1990 b),但通常规模都小于博尔德大小和经常小于由于缺乏能力的冰。海-ice-rafted碎片不能由冰山就由于相对薄的冰融化的速度。沉积物可能起源于海冰(代顿et al ., 1969;巴恩斯et al ., 1982;迪翁,1984;Reimnitz et al ., 1987;Reimnitz Kempema, 1987;吉尔伯特,1990 b):

1。公司内冰期间血小板形成团聚体如海水结冰

2。融水流流出shorefast海冰创始人之前分手

3所示。风成沉积物被海冰,经常在冬天

4所示。冷冻技术的基地海冰搁浅在浅水区,和

5。海底底冰粘附材料和最终上升心情愉快地成为冻结在海冰的基础上面浮动。

海冰可能侵蚀在浅水环境中,特别是当它被风吹成压力脊,可以达到几米深度的龙骨造成冲刷和turbation(汉瑟姆,1983;Reimnitz et al ., 1984;迪翁,1985)。海冰也会影响沉积记录间接通过控制格陵兰岛冰山如上所述的运动(例如Dowdeswell et al ., 1994;苏维斯基谈到et al ., 1996;史密斯和安德鲁斯,2000;O Cofaigh et al ., 2001)。

生物活性和流程在峡湾主要是温度的函数,盐度、浊度和冰的存在。在温带设置浊度似乎是占主导地位的控制尤其是冰川附近和河边的输入。在sub-polar设置盐度和温度可以扮演更重要的角色,但附近的浊度高泥沙通量从土地可以在本地意义重大。在极地条件和一些sub-polar设置,海冰生物生产力发挥了重要作用,以及大量的不同类型的生物。漂浮的冰舌是冰的最极端的形式影响,生物活性依赖海洋环流进行生物厚浮冰下提供一个生物记录自己作为食物来源为他人生活在冰。此外,沉积物中保存的记录也是一个功能硅和碳酸盐溶解度和随后的侵蚀过程从冰川再前进,冰山和海冰turbation和均衡隆升导致波或陆上侵蚀。

尽管只有少数地区已经彻底研究(从Kongsfjorden一个更全面的概述,斯匹次卑尔根(Hop et al ., 2002)),微生物区系的记录似乎主要由硅藻在极地地区发挥重要作用在生物地层和palaeo-climatic研究(例如:邓巴et al ., 1989;莱维et al ., 1993)。副极地和温带设置有孔虫成为重要的除了高硅质碎屑的沉积物通量(例如Armentrout, 1980;Echols Armentrout, 1980;Lagoe, 1980;Quinterno et al ., 1980;谢弗和科尔,1986;埃勒镇et al ., 1991;Domack Ishman, 1993;詹宁斯和Helgadottir, 1996)。 An important function of planktonic microfauna is in producing faecal pellets and enhancing the sedimentation rates of mud (Syvitski, 1980). Macrofauna and -flora can become established away from turbidity and high sediment accumulation rates, and in areas of sufficient productivity in the water column. Motile forms may occur in some turbid locations and soup-ground areas, or in areas of low water-column productivity (e.g. Syvitski et al., 1989; Aitken and Bell, 1997; Dawber and Powell, 1998). Epibenthic communities dominate hard grounds, which are commonly bedrock walls or gravel lags such as relict morainal banks or consolidated till, whereas in-faunal communities are common in soft grounds (Plafker and Addicott, 1976; Armentrout, 1980; Hickman and Nesbitt, 1980; Dale et al., 1989; Syvitski et al., 1989; Aitken, 1990; Aitken and Bell, 1997; Carney et al., 1999). The in-faunal communities also determine the preservation potential of finely laminated structures such as cyclopels and cyclopsams, which are better preserved in high sedimentation rate areas where biological productivity is low (Gilbert, 1984; Aitken et al, 1988; Eyles et al., 1992; Syvitski et al., 1996; Cai et al., 1997; Ashley and Smith, 2000; O Cofaigh and Dowdeswell, 2001).

13.3.6开放水系统

打开水峡湾系统发生在冰川峡湾的远端到达和峡湾paraglacial和deglacial阶段中进化。尽管这些都是重要的系统,它们处理粗糙地因为重点是冰川系统。深水河口过程控制系统。的证据冰川作用是轻微的,在温带sub-polar政权沉积作用是主要是半深海的河流源和高有机质含量。在极地和一些sub-polar政权、海冰、风成和生物过程是重要的。一旦被冰川,抛弃水循环模式发生巨大的变化,如果峡湾盆地深层相对于外面的窗台高度和水没有密度渗透在窗台上,陷入盆地,形成化学还原发生缺氧,黑泥(例如苏维斯基谈到et al ., 1987)。

常低温过程的唯一证据来自海冰,主要在极地的政权。在这种情况下,大多数系统经验小沉积;生产浓缩部分因为海湾沉积物累积率非常低,即使他们不会缺氧(例如Pickerill, 1993)。在这种情况下,成岩过程,特别是在更深的水系统,可能会导致化学特征和独特的矿物的形成,如ikaite,认为在很冷的水系统形式(Buchardt et al ., 2001)和保存是定义为“glendonite晶体”地层记录(例如Domack et al ., 1993)。如果峡湾经历一些河流的输入,营业额和生产力至少在上层水域,厚纹在完整的沉积物可能积累间冰期时期由硅藻土春夏装薄片和陆源冬天的薄层,如最近恢复Saanich入口,不列颠哥伦比亚(Blais-Stevens et al ., 2001)。

13.3.7侧壁系统

峡湾的墙壁通常非常陡峭,常常剩下挂山谷冰川支流进入树干冰川。连续墙并不总是和他们经常弯曲或海湾沉积物可以积聚在口袋里海滩和滩涂的形式。陡峭的墙是最活跃的沉积学的在撤退的冰川,冰川沉积物被冰川沿着冰川的边缘,然后在冰川downwasting失去支持,最终终点站撤退。终点站后立即撤退高度水侧壁沉积物迅速失败,被落石沉积到峡湾楼和大规模流动(考恩和鲍威尔,1991)。失败的沉积物包括落石和supraglacial消融碎片,直到,glacifluvial glacilacustrine存款(见第7章)。

这个初始撤退后阶段,最活跃的沉积物积累发生在岩屑和最终冲积扇和扇三角洲。现在大规模失败主要是由于地震冲击或特殊暴雨事件的发生。岩屑和锥形粉丝建立早期沿着峡湾海岸就在冰川撤退。锥是美联储从剩余的冰川融化在陡峭的山谷和可能会放弃所有的残冰融化和停止供应沉积物。美联储通过横向流雪融化或挂支流冰川可能继续快速构建入海,形成冲积扇/δ系统(Postma, 1990;之前和Bornhold, 1990;Nemec, 1990)。在最初的发展阶段锥形水下三角洲缺乏陆上分流平原,但随着时间的推移他们可能发展成

吉尔伯特型三角洲。在极地气候是岩屑锥raybet雷竞技最新形式和发展没有进一步由于缺乏自来水和海冰保护从波。

如果宽峡湾,面向积极主导风的方向和足够长的时间足够取回,然后波浪作用在海岸线可能开发的海滩。他们常常砾由于返工冰川沉积物。这些口袋海滩倾向于形成小海岸线湾常与支流峡谷,这是主要的沉积物来源。接近冰川、冰解波可能也很重要的侵蚀滩面或携带冰山远高于高潮(苏维斯基谈到和肖,1995)。在潮间带的冰山可以打滚,冲刷海滩。

在潮汐大如macrotidal或一些mesotidal峡湾,滩涂,主要是泥滩,可以形成和随着时间的推移变得相当广泛由于丰富的冰川石粉供应(Bartsch-Winkler Ovenshine, 1984;Bartsch-Winkler和笨蛋,1984)。各种各样的结构被观察到在滩涂形成冰山和海冰与结构如透镜状层理和mudcracks更为普遍。Ice-related结构包括的证据:

•冰槽等磨损沟和其他冲刷痕迹,条纹和潮间带博尔德人行道

•冰里打滚,推动,比如圆形或不规则的萧条,混乱的微地貌和层面违规行为,ice-push山脊

•软沉积物变形冰如ball-and-pillow结构,复杂的床和微断层

•霜冻包括多边形的形式,和

•冰漂流

(例如Reimnitz Kempema, 1982;迪翁,1983、1988、1998;汉瑟姆,1983;鲍威尔和Molnia, 1989)。

从长远来看,这些系统非常受冰川均衡效果的影响。也许很明显,冰川作用后的反弹,对保护至关重要的系统,那些形成之前和期间进步侵蚀。反弹基础水平变化和改变相类型和几何图形,并最终将这些系统引入到区域内的侵蚀,他们提出波底甚至高于海平面。

13.3.8峡湾系统负责人

在最后阶段的峡湾deglacial阶段的峡湾是大部分陆地沉积物的轨迹被提供。这种情况持续通过paraglacial阶段,可能峡湾河谷阶段直到下一个冰川推进阶段。在初始阶段接地冰线系统可能积累随着冰川撤退。在温带和sub-polar政权接地冰线系统可能由接地冰线球迷,最终加积海平面到风扇顶点变得潮间带(鲍威尔,1990)。随着时间的近陆的一端扇顶海拔加积扇三角洲相形成的三角洲平原和新系统就建立(图13.13)。在潮间带阶段许多redepositional事件发生,主要是浊度冰水沉积电流流渠道迁移容易,往往随着潮汐周期反复从潮间带的部分在涨潮三角洲平原,然后降低在落潮侵蚀平原和任何新的沉积物累积。

b .适度排水、输沙量高

c .高放电

图13.13草图的方式形成接地冰线球迷在低,中等和高排放。如果一个终点站仍然是足够的时间在一个位置(长时间低排放),那么这些球迷长到海平面的风扇顶点变得潮间带最终变成了一个三角洲平原,在海平面的基础水平。(在鲍威尔,1990)。

图13.13草图的方式形成接地冰线球迷在低,中等和高排放。如果一个终点站仍然是足够的时间在一个位置(长时间低排放),那么这些球迷长到海平面的风扇顶点变得潮间带最终变成了一个三角洲平原,在海平面的基础水平。(在鲍威尔,1990)。

随着δ建立它进积和下三角洲平原的扩展辫状河系统循环流量和高泥沙负载。似乎就在三角洲平原的扩张,潮汐影响re-sedimentation从平原,至少在macrotidal地区。潮汐提取资金的过程已经被记录在小潮期间沉积物可能会存储在外部的三角洲平原,然后,沉积物沉积在春季潮汐时期当海平面低于三角洲极大地改变当地的唇基础水平创建三角洲平原上的切口(史密斯et al ., 1990;菲利普斯et al ., 1991)。三角洲方面网站快速沉积物的积累,开车前积也是地区的大型质量故障和幻灯片,和沉积物旁路浊度电流的形式(如之前et al ., 1981年,1987;苏维斯基谈到和法罗,1983;和Bornhold之前,1988年,1989年;苏维斯基谈到,1989年,1993年;卡尔森等,1989,1992,1999;图13.14)。 Re-sedimentation appears to start in upper delta front areas from numerous small-scale gullies; eventually flows coalesce downslope and become channelized in turbidity current channels. These channels can run out along the fjord floor for tens of kilometres and some may end in small submarine fans. There are also good examples of these systems in uplifted Quaternary deposits (e.g. Plink-Bjorklund and Ronnert, 1999).

图13.14原理图卡提玛特的三角洲,不列颠哥伦比亚,加拿大。质量流量过程和表面形态的多样性,是基于高分辨率旁侧扫描声纳数据。(之前后et al ., 1983)。

相比之下,完整的极地增量小活动的网站,小短暂的流可能是活跃在夏季几个月但携带着低的沉积物(Chinn, 1993;多兰et al ., 2002)。三角洲排放是短暂的,三角洲平原是由广泛的海冰覆盖受波浪作用(鲍威尔,1981 b;吉尔伯特,1984);开放沿海系统另一方面可能更活跃(例如希尔et al ., 2001)。主要存款是生物和类似上面描述(见开放海洋系统)。

类似于侧壁系统,这些峡湾头系统显著影响地壳均衡反弹和最终可能提高海平面以上相伴相模式和几何图形的变化,侵蚀和滞后的表面。基础水平的降低反弹降低三角洲平原上的住宿空间沉积物创建流切口和三角洲前积的增加。

13.3.9峡湾谷系统

峡湾山谷冰川的消失后创建系统冰川和paraglacial峡湾阶段后,当一个峡湾变得满是泥沙海拔(图13.15)。这个阶段可以发生在温带,sub-polar和极地设置一旦达成,陆地冻土带和非冻土带及其沉积系统建立。

13.4造型峡湾LANDSYSTEMS

静态概念模型已经建立了一些峡湾landsystems和上面了。然而,我们在新发展的门槛,processes-driven数值模型可以用于构建landsystems预测。过去的记录

水下的LANDSYSTEMS:峡湾343

图13.15冷沙漠环境极地峡湾的山谷,麦克默多干谷声音系统,维多利亚地南部,东南极洲。查找泰勒俯瞰山谷的嘴里sea-ice-covered探险家在罗斯海的海湾海岸。干谷钻井的钻井项目在1970年代在三角洲(前景)之间的山脊上,第一个向右山麓冰川(加拿大冰川),显示,超过300的主要glacimarine沉积物填充一个峡湾至少可追溯到中新世时间(麦凯维,1981;鲍威尔,1981 b)。

图13.15的寒冷的沙漠极地环境峡湾山谷,麦克默多干谷声音系统,维多利亚地南部,东南极洲。查找泰勒俯瞰山谷的嘴里sea-ice-covered探险家在罗斯海的海湾海岸。干谷钻井的钻井项目在1970年代在三角洲(前景)之间的山脊上,第一个山麓冰川(加拿大冰川),右边显示,超过300的主要glacimarine沉积物填充一个峡湾至少可追溯到中新世时间(麦凯维,1981;鲍威尔,1981 b)。

landsystems可以法案中包含两个基础测试和限制数值模型以及仿真建模提供了依据过去的过程结合起来形成记录。的理想是实现气候上冰川驱动模型,集成了冰川动力学,包括:

•冰河侵蚀(如港口et al ., 1988;胡克,1991;艾弗森,1991;港,1992;Hallet et al ., 1996)

•冰川下的床变形(例如艾弗森et al ., 1998人,1999;Tulaczyk 1999;Tulaczyk et al ., 2000)

•冰川碎片传输(猎人et al ., 1996)

•冰川下的河流沉积物运输(表、管道和浅水流动)。

这些数据可以提供的侵蚀率,沉积物通量和收益率的关键建筑还landsystems和定义的几何沉积物输入到峡湾(如线源、点源)。此外,造型裂冰力学必须集成到任何时间动态模型,因为它很可能是一个重要的因素在影响利率的碎片供应终点站,以及在确定几何图形的存款相对于终点站,稳定和快速或慢速撤退。定量峡湾淤积量和分散交通模型,包括每个landsystems,需要确定横向和集成时间范围和landsystems的几何图形。迄今为止,本地个案模型已经确定如下:

•接地冰线楔形(十边缘和施耐德,1995;十个边缘et al ., 1995)

•冰碛银行(巷、1991 b;费舍尔和鲍威尔,1998)

•接地冰线球迷(鲍威尔,1990)

•沉积物分布在溢出一缕(苏维斯基谈到et al ., 1998;摩尔黑德和苏维斯基谈到获得者来到卡罗莱纳州,1999)

•悬浮沉降(Domack et al ., 1994;希尔et al ., 1998)

•浊度电流(曾庆红和劳,1997 a, b;Salaheldin et al ., 2000;Pratson et al ., 2001)

•泥石流(Elverhoi et al ., 1997;Mohrig et al ., 1999)

•冰山漂流(Dowdeswell和穆雷,1990)

•三角洲(苏维斯基谈到Daughny, 1992)。

然而,许多这些个人glacimarine沉积物模型仍在起步阶段,仍然需要进一步的开发和测试。此外,许多传播过程是依赖于峡湾循环,因此必须考虑潮汐和河口环流模型。部分独立参数,生物生产力和生态系统变化很大程度上影响沉积记录保存在landsystems和材料提供重要的约会。因此社区建立和利率的利率等因素的生物扰动作用也应该被量化。

图13.16假设截面显示glacimarine allostratigraphic单元沉积在温带冰川与潮水退却终点。时部分A和C的终点站是它在深水被崩解迅速撤退,和泥沙沉积(主要是bergstone泥浆)是一张上面。在部分B终点站时,产犊继续但衰退放缓了通道收缩;冰碛银行成立,超过此质量与bergstone泥浆流相互贯穿。终点站在部分D峡湾时头,崩解和衰退放缓和冰碛银行最初形成的;最终取代了裂冰表面的融化和接地冰线风机发展成为三角洲,bergstone泥浆积累远侧地。最后,终点站时完全陆地部分E,对之前沉积泥沙沉积三角洲进积paraglacial海洋沉积泥积累远侧地。(在鲍威尔,1981)。

图13.16假设截面显示glacimarine allostratigraphic单元沉积在温带冰川与潮水退却终点。时部分A和C的终点站是它在深水被崩解迅速撤退,和泥沙沉积(主要是bergstone泥浆)是一张上面。在部分B终点站时,产犊继续但衰退放缓了通道收缩;冰碛银行成立,超过此质量与bergstone泥浆流相互贯穿。终点站在部分D峡湾时头,崩解和衰退放缓和冰碛银行最初形成的;最终取代了裂冰表面的融化和接地冰线风机发展成为三角洲,bergstone泥浆积累远侧地。最后,终点站时完全陆地部分E,对之前沉积泥沙沉积三角洲进积paraglacial海洋沉积泥积累远侧地。(在鲍威尔,1981)。

水下的LANDSYSTEMS:峡湾345

最终需要设计模型,通过一个完整的冰川周期时间步可以解决,在概念上已经完成(例如鲍威尔,1981;鲍威尔et al ., 2000;图13.16)。随着定量模型的发展和可以集成到冰河学和海洋过程模型,然后预测沉积物几何图形可以使特定的输入参数。此外,需要有一个占地壳均衡回弹效应(安德鲁斯,1974;Bednarski, 1988;博尔顿,1990)。冰期/间冰期规模的时间表也需要集成的外部力量,如构造和海面升降的海平面的变化。一些概念模型高的地层序列结构

继续阅读:控制的形成和程度上冰前的湖泊

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