ПЭК ввел терморежим для доставки FMCG и продуктов питания — E-pepper.ru

Игорь Бахарев

Логистическая компания ПЭК запустила услугу перевозки товаров с особым терморежимом. Компания планирует предложить этот сервис торговым сетям.

В новое направление «ПЭК. Терморежим» включены товары, требующие сохранения тесператур от +2° до +8°, а именно: товары народного потребления, продукты питания, парфюмерия, косметика медицинские препараты, не требующие лицензии для перевозки.

В частности, в сегменте молочной продукции похожего режима требуют 70% товаров. Значительный объем парфюмерно-косметической продукции, овощей и фруктов, доставку мясных и рыбных полуфабрикатов, консервированной продукции, цветов и ряда фармацевтических товаров также необходимо перевозить, соблюдая определенную температуру.

Доставка продукции будет осуществляться от производителя/дистрибьютора до распредцентров торговых сетей. Компания покроет потребности разного бизнеса: от ИП до малых и средних предприятий.

Согласно исследованию компании ПЭК, в среднем от 1 до 5% всего сегмента сборных грузоперевозок в России составляет потенциал объема услуг по LTL-перевозке охлажденной продукции.

«Анализ рынка компанией ПЭК показал, сегодня ИП, малый и средний бизнес чувствуют острую нехватку в доставке охлажденной продукции небольшими партиями по всей России. Компаниям приходится обеспечивать доставку самостоятельно или обращаться к местным перевозчикам в конкретном регионе, которые не всегда могут предложить требуемое качество доставки», — отметил директор департамента доставки ПЭК Сергей Гребенщиков.

«Для осуществления этого проекта ПЭК привлек и подписал контракты с поставщиками транспорта со специальным оборудованием. Наша задача — обеспечить своевременную доставку охлажденной продукции по всей стране в рамках LTL-перевозок по конкурентноспособным ценам», — добавил заместитель директора ПЭК Вадим Филатов

.

В ближайшее время зоны для хранения охлажденной продукции появятся на основных складских площадках ПЭК, которые отвечают за ключевые транспортные узлы. Это необходимо, чтобы хранить товар перед транспортировкой с одной стороны, а с другой стороны обрабатывать возвраты. При этом для доставки будет использоваться как собственная транспортная инфраструктура ПЭК (изотермические фургоны и рефрижераторы), так и мощности партнеров.
На первом этапе проекта новая опция будет доступна при доставке из Москвы в 10 городов: Санкт-Петербург, Екатеринбург, Новосибирск, Самара, Тольятти, Челябинск, Аксай, Батайск, Ростов-на-Дону и Тюмень.

В настоящий момент на складском комплексе ПЭК «Москва-Север» происходит настройка отдельно выделенной зоны охлажденной продукции, которая позволит хранить и обрабатывать данные грузы перед транспортировкой. Речь идет о рефрижераторной камере, которая вмещает 150 палетомест.

Терморежим нормально развивающейся семьи

Заселение жилища роем

Началом развития новой семьи считается момент заселения роя в жилище (улей, дупло или другое место, защищающее от ненастной по­годы). Уже в первые минуты температура в централь­ной части улья с пустыми рамками поднимается с 19 до 26°С, достигая через 15 мин 37°С.

Большое выделение тепла заселяющимся роем объ­ясняется возбуждением и высокой активностью пчел. Спад температуры связан со снижением активности, а также усиленной аэрацией жилища пчелами. Значитель­ная часть пчел-вентилировщиц (особи, машущие крыль­ями) располагается в это время на сотах у леткового отверстия.

Спад температуры бывает непродолжителен. При наличии оплодотворенной матки температура в улье че­рез несколько часов стабильно поддерживается на уров­не 33−35°С. Реже это происходит на вторые-третьи сутки после заселения роя.

Без стабилизации терморежима в жилище, занятом роем, невозможно развитие семьи. Температура 33−35°С необходима не только для развития пчелиного рас­плода, но и для стимуляции матки к выполнению ее главных функций — откладке яиц.

Выращивание расплода

С началом откладывания маткой яиц и появлением расплода 1 терморежим пче­линого жилища, по крайней мере в его гнезде 2, стаби­лизируется. Размер зоны с постоянной температурой прямо связан с количеством расплода. Уменьшение его ведет к снижению стабильности температуры (особенно в безрасплодных зонах гнезда). Например, при сниже­нии внешней температуры с 26°С (днем) до 11°С (ночью) темлература за пределами расплода в верхней зоне гнезда семьи, состоящей из 17−23 тыс. взрослых и 500−700 особей в фазе постзмбрионального развития, опускается до 24−26°С. В тот же период в семьях с тем же числом пчел, по содержащих 9−11 тыс. ячеек с раз­новозрастным расплодом, температура в рассматривае­мой зоне не опускается ниже 29−31°С.

В зоне расплода пчелы поддерживают наиболее ста­бильную температуру. Ее верхняя граница даже в жар­кую погоду находится на уровне 36°, реже 37−38°С3 (М. Линдауэр, 1954; Р. Вольгемут, 1957; К. В. Моисеев, 1959). Семьи медоносных пчел лучше других обществен­ных насекомых могут противостоять действию высоких внешних температур.

На это указывают, например, данные Л. Р. Верма (1970), проводившего в одно и то же время измерение темлератур в гнездах медоносных и индийских пчел. Оказалось, что при внешней температуре 41°С макси­мальная внутригнездовая у первых составляла 36,5°, у вторых — 38°С.

Важно отметить, что даже при сильном возбуждении пчел, оказывающем значительное действие на терморе­жим гнезда, меньше всего изменяется температура в зо­не расплода. Так, при стимуляции активности пчел электрическим полем (частотой 100−800 Гц и напря­женностью 100−200 В/см) в течение 30−60 мин темпе­ратура в центре гнезда увеличилась лишь на 4°С, а на периферии — на 10−17°С, достигнув в боковых частях улья 44°С.

Сведения о максимальном охлаждении воздуха в зо­не расплода получены с помощью автоматического са­мопишущего прибора. В качестве термодатчика исполь­зовался микротерморезистор типа МКМТ-16, обладаю­щий низкой тепловой инерционностью. В результате установлено, что температура расплода, в том числе в центре гнезда, может на несколько минут опускаться до 29−30°С (рис. 2). Это преимущественно наблюдается днем, когда большинство пчел выполняет внеульевую работу, например, пополняет пищевые запасы.

На терморежим улья в зоне расположения расплода заметное влияние оказывает температура внешней сре­ды (прямая связь). При повышении внешней темпера­туры с 5 до 27°С температура в зоне пчелиного распло­да семей грузинской и среднерусской рас увеличивается в среднем с 33,5−34,5°С до 36−36,3°С.

Абсолютное значение и стабильность температуры зависят от места расположения расплода. За весенне-летний период развития семьи на одной рамке с разно­возрастным пчелиным расплодом наиболее высокая и стабильная температура бывает в центральной зоне гнезда. Здесь почти не прослеживается влияния суточ­ных колебаний внешней температуры. Менее чем на градус изменяется среднечасовая температура при су­точных колебаниях внешней с 26 до 16°С (рис.). Сред­нее значение температуры в этой зоне находится на уровне 35°С. Такая же температура в зоне расплода, расположенного на расстоянии 5−7 см от летка в диа­гональном направлении к центру рамки (рис.).

 

Рис. Концентрация углекислого газа (а) и температура (б) зарегистрированные в одних и тех же зонах пчелиного гнезда (в — внешняя температура).
А — верхняя часть гнезда на растоянии 3–4 см от расплода; Б, В  — в области пчелиного расплода; Г — в зоне трутневого расплода.

 

 

Относительно низкую температуру поддерживают пчелы на расплоде периферии гнезда. Так, в верхнем углу центральной рамки у стенки противоположной летковому отверстию средняя температура составляет 33,5°С. Ее абсолютное значение сильно связано с внешней температурой. Суточные колебания температуры до 10°С изменяют температуру в указанной зоне гнезда семьи, состоящей из 26−29 тыс. взрослых особей и 12−13 тыс. ячеек с расплодом, более чем на 1,5°C. При дли­тельных летних похолоданиях температура в течение нескольких часов (иногда 2−3) может удерживаться на уровне 28,5−29°С.

Количество пчел в семье влияет преимущественно на абсолютное значение температуры в различных зонах гнезда. Это установлено при отделении от семьи, состо­ящей из 30 тыс. особей, примерно половины пчел. В ре­зультате температура вблизи леткового отверстия, в центральной зоне гнезда и его верхней части понизи­лась на 2−3°С.

Анализ показаний температуры за весенне-летний сезон в области пчелиного расплода семей среднерус­ской и грузинской рас свидетельствует, что она отлича­ется в них в основном при относительно низкой внешней температуре. Так, когда температура внешней среды на­ходится на уровне 5−14°С в расплодной части гнезда семьи среднерусской расы, она составляет в среднем 34,4−35°С, а в семье грузинской расы — 33,7−34,7°С. В зоне выращивания трутневого расплода пчелы меньше заботятся о стабилизации температуры, чем при выращивании рабочих особей. Так, при внешней темпе­ратуре до 20°С температура в зоне трутневого расплода бывает на 1−2°С ниже, чем в области выращивания ра­бочих пчел. Это различие уменьшается до 1−0,5°С .при температуре внешнего воздуха 25−26°С.

1. Расплодом называют пчел и трутней, находящихся на различ­ных стадиях постэмбрионального развития.
2. Под гнездом подразумевается зона улья, занимаемая пчелами.
3. Исключения составляют случаи кратковременного изменения температурного режима в ответ на сильную искусственную стиму­ляцию семьи.

Зимний клуб

Количество расплода, выращиваемого семьей, связано с погодными условиями и наличием цветущих медоносных растений. В связи с этим в тро­пиках и субтропиках на протяжении года идет процесс обновления состава семьи. На широтах с умеренным климатом к началу−середине осени пчелы прекращают выращивать расплод. При уменьшении количества рас­плода в гнезде сокращается и зона с относительно ста­бильной температурой. Ее колебания за пределами об­ласти выращивания расплода наибольшие в то время, когда днем тепло и пчелы еще занимаются внеульевьми работами (приносят цветочную пыльцу, прополис и т. п.), а понижение температуры ночью побуждает их собираться в небольшой зоне жилища. В связи с этим за сутки сильнее всего изменяется температура в тех местах жилища, которые пчелы покидают ночью. Днем температура здесь может достигать 30−35°С, а ночью опускаться в некоторых зонах улья до внешней.

К рассматриваемому периоду относится формирова­ние пчелами так называемого зимнего клуба. Его обра­зуют пчелы, собравшиеся в относительно небольшой зо­не жилища. Конструктивной особенностью зимнего клу­ба, отличающей его от роевой грозди, а также скопле­ний пчел, отделенных от семьи, является то, что он раз­делен рядами сот. Лишь небольшое число пчел выходит в каком-либо месте за пределы сот, образуя связующую часть клуба, которая перемещается за период зимовки от передней стенки улья к надрамочному пространству. При сильных морозах эти пчелы могут временно ухо­дить в глубь межрамочных пространств и прямое кон­тактирование между пчелами, разделенными рядами сот, прекращается.

Большинство пчел зимнего клуба находится на пу­стых ячейках сот. Заполненные медом ячейки занимает только небольшая верхняя пасть клуба. Потребление меда стимулирует пчел двигаться вверх. Это связано также с их стремлением разместиться в наиболее теп­лой части жилища, поэтому в мороз пчелы, зимующие в ульях под открытым небом, располагаются вверху со­товых рамок. В тот же период в ульях, донные части ко­торых оборудованы электрическими нагревателями, под­держивающими температуру 7−10°С, клуб смещается к нижней части сотовых рамок. В таких ульях движение клуба вверх происходит при потеплениях и к весне Стремлением пчел занять наиболее теплую зону в жи­лище можно объяснить то, что при наличии в одном улье двух семей, разделенных сплошной перегородкой, клуб каждой из них формируется осенью у этой перего­родки, как наиболее темной стенке жилища.

Высокая и стабильная температура (28−30°С) под­держивается в центральной зоне зимнего клуба, назы­ваемой тепловым центром, и зависит от количества пчел в клубе, их физиологического состояния и внешней тем­пературы. Чем активнее пчелы, тем больше зона с высо­кой температурой. При похолодании температура в центральной зоне клуба возрастает. При прочих равных условиях, особенно в начале зимовки, температура в тепловом центре относительно маленьких семей бывает выше, чем больших. В незащищенных от ветра неболь­ших семьях при внешней температуре около 1°С температура внутри клуба достигнет 40°С.

С удалением от теплового центра зимнего клуба к периферии температура постепенно уменьшается до 17−20°С. В различных зонах периферической части клуба она может долго удерживаться на одном уров­не. Это бывает в тех случаях, когда пчелиные семьи зи­муют в помещениях при постоянной температуре. Пере­мещение клуба, связанное с потреблением кормовых за­пасов, отражается на изменении температуры в различ­ных зонах пчелиного жилища. В некоторых случаях на­блюдается быстрое повышение температуры на перифе­рии клуба, что связано со значительным возбуждением пчел. Затем следует скачкообразное перемещение клу­ба и соответственно перераспределение температур в различных зонах жилища. В таких случаях возможно перемещение теплового центра не только в вертикаль­ной, но и в горизонтальной плоскости. Последнее объ­ясняется перераспределением количества пчел в межсо­товых пространствах (эти места в улье пчеловоды на­зывают улочками).

К середине–концу зимы активность пчел повышает­ся и температура в клубе изменяется. С этого времени в семье обычно появляется расплод, увеличивающийся с приближением весны.

Источник: «Микроклимат пчелиного улья и его регулирование», Е.К. Еськов, Россельхозиздат, Москва, 1978 г.

 

Термический режим ледников

Введение | Тепловые режимы | Теплые ледниковые процессы | Политермальные ледниковые процессы | Ледниковые процессы на основе холода | ссылки | Комментарии |

Введение

Термический режим ледников является одним из важнейших факторов, определяющих подледниковые процессы. Количество талой воды у основания ледника контролирует унос, перенос и отложение обломков, а также является важным фактором контроля скорости ледника и деформации льда. Ледниковые отложения и формы рельефа сильно различаются между наземных систем [1, 2]. Разнообразие температур и условий окружающей среды в Антарктиде, от северной части Антарктического полуострова до холодных Сухих долин, означает, что существует весь спектр термальных свойств ледников с большим разнообразием ледниковых процессов на антарктическом континенте. Вместе термальный режим, топографическая обстановка и тектонический режим контролируют выход осадочных пород[3]. В этом разделе мы опишем, во-первых, различные виды тепловых режимов, прежде чем рассматривать их процессы и продукты в Антарктиде.

Термические режимы

Термический режим ледника является функцией температуры льда (которая опять же является функцией температуры воздуха и земли, причем некоторые ледники нагреваются снизу за счет геотермального нагрева) и давления льда. В регионах с умеренным климатом, таких как Альпы [например, 4], многие ледники достигают точки таяния под давлением, когда лед у основания ледника тает [1, 5]. Обломки могут быть препятствием для льда, который вызывает таяние и повторное замерзание с подветренной стороны объекта. Этот процесс таяния и повторного замораживания легко увлекает обломки в базальные слои ледникового льда. Лед при более высоких температурах более пластичен и легче деформируется, способствуя движению[5]. Наконец, наличие талой воды у основания ледника способствует базальному скольжению и высокой скорости льда. Эти умеренные ледники с влажным основанием могут разрушать и переносить большие объемы наносов, что приводит к образованию крупных форм рельефа, таких как морены, друмлины, размытые коренные породы или мегамасштабные ледниковые линии. Ледники умеренного пояса также могут измельчать камни до мелкого ила и глины, смешивая их с камнями и валунами, образуя подледниковые 9кассы 0007[6]. В Великобритании есть прекрасные примеры сильно деформированных подледниковых тиллов, хорошо обнаженных на участках прибрежных скал в Дареме[7-9] и Норфолке[10-13]. Фотографии ниже иллюстрируют некоторые примеры гляциотектонических структур; см. Davies et al. 2009 г.; 2012а; 2012b для получения дополнительной информации о Warren House Gill и Whitburn Bay.

Мостовая из валунов в заливе Уитберн, графство Дарем. Валуны представляют собой эрозионную поверхность между двумя ледниковыми валами. Валун из каменноугольного известняка в тилле в заливе Уитберн. Валун сформирован в результате ледниковой эрозии и поцарапан в результате контакта с другими камнями и льдом. Канал из песка и гравия, отложившийся на границе ледяного дна. Два тилла покоятся на коренной породе магнезиального известняка в заливе Уитберн, перекрытой деформированными флювиогляциальными песками (песками, отложенными прогляциальной рекой). Обратите внимание на большие ограненные валуны на границе между двумя кассами. Складчатые и деформированные пески, лежащие над ледниковым тиллом в заливе Уитберн, графство Дарем. Этот песок отложился перед ледником (проледниковый), но затем был перекрыт льдом. Сложные переслаивания, складчатые и деформированные пески в отложениях среднего плейстоцена в Уоррен Хаус Гилл. Деформированные и поврежденные обломки мела в среднем плейстоцене ледниковых отложений в Северном Норфолке, что указывает на хрупкую деформацию. Обломки мягкого мела были растянуты и сложены здесь, на севере Норфолка, в результате ледниковых процессов. Плоты мела были наброшены друг на друга в гляциотектонизированных отложениях в Оверстранде, север Норфолка.

В Антарктиде термические режимы проходят через концевые члены холодного, политермического и теплого (влажного). Это означает, что под некоторыми ледниками в холодных условиях, такими как Сухие долины в Антарктиде, точка плавления под давлением не достигается, и ледник остается примерзшим к своему ложу. Как правило, под холодными ледниками наблюдается небольшое движение, захват или отложение обломков, а формы рельефа обычно сглажены[14-17]. Изящные элементы, такие как торсы, могут сохраняться под холодными ледяными шапками и ледниками, а плато Шотландии, как считалось, имело ледяные купола, основанные на холоде, во время последнего ледникового максимума[18]. Это связано с тем, что мерзлое ложе ледника подавляет быстротекущие механизмы деформации отложений, деформации льда и базального скольжения [14, 19].].

Между этими двумя конечными элементами политермальные ледники имеют слои, которые замерзают и не замерзают. Многие небольшие ледники на Шпицбергене политермальные; низкие температуры означают, что необходимо достичь более высокого базального давления, чтобы достичь точки плавления под давлением, а тонкие долинные ледники обычно замерзают по краям, но имеют влажную основу в своих верховьях[20-22]. В действительности, большинство долинных ледников, вероятно, являются политермальными, но варьируются от в основном теплых до преимущественно холодных. Многие выходные ледники на Шпицбергене являются политермальными, и их можно просмотреть на веб-сайте Glaciers Online.

Внутри ледяных щитов Клеман и Глассер 2007[14] определили четыре основных ледовых динамических компонента, находящихся внутри ледяных щитов, включая Антарктический ледяной щит. Это участки мерзлоты, ледоходы, притоки ледоходов и зоны бокового сдвига.

Теплые ледниковые процессы

Когда ледники отступают, обычно обнажаются ледниковые отложения (включая «до»; см. фотографии выше). Этот тилл деформируется при сдвиге при определенных условиях, и деформация тилла наблюдалась in situ под ледяными потоками и выходными ледниками Антарктиды и Исландии[5, 19]. Когда насыщенные отложения в основании ледяного потока Уилланс (ледяной поток B) были отобраны через скважины, их прочность на сдвиг составляла всего несколько кПа. Ледяной поток имел движущую силу всего 20 кПа, но был способен деформировать осадок и скользить по его поверхности [см. резюме Cuffey and Paterson 2010]. Эти насыщенные отложения часто называют «деформирующимся пластом».

Большая часть работы ледниковых геологов за последние 20 лет была сосредоточена на быстром движении льда за счет подледниковой деформации[23], при этом большая часть движения ледника происходила за счет всепроникающей деформации насыщенных подледниковых отложений[24]. В более поздних работах основное внимание уделялось базальному скольжению под ледниками с мягким дном [25] из-за интенсивного сдвига тонкого подледникового слоя.

Карта, показывающая расположение современных ледяных потоков вокруг Антарктиды, сделанная с использованием данных о скорости от Rignot et al. 2011

Антарктический ледяной щит состоит из больших участков медленного течения льда, дренируемых рядом быстротекущих ледяных потоков, питаемых дендритными притоками, уходящими далеко вглубь ледяного щита[26] (см. Ледяные потоки). Быстрые скорости ледяных потоков поддерживаются базальным скольжением и деформацией подледниковых отложений[27] с высоким давлением поровой воды на границе ледяного дна. Например, ледяные потоки Берега Сайпле скользят по деформируемым подледниковым отложениям. Однако русла современных ледяных потоков напрямую недоступны для ученых, поэтому мы должны обратиться к палеохронике, чтобы понять ледниковые процессы в Антарктиде, основанные на влажных условиях.

На континентальном шельфе вокруг Антарктиды имеются многочисленные свидетельства влажных ледниковых процессов под палеоледяными потоками, пересекавшими континентальный шельф во время последнего ледникового максимума. Мягкие отложения под этими ледяными потоками способствовали высокому расходу льда[28, 29].

Политермальные ледниковые процессы

Этот раздел в основном взят из Hambrey and Glasser 2012.

Политермальные ледники относятся к промежуточному типу со сложной термической структурой. Как правило, нос, края, борта и поверхностный лед находятся ниже точки плавления под давлением, в то время как более толстый лед выше в области скопления имеет теплую основу[3]. Эти ледники обычно перемещаются за счет базального скольжения или подледниковой деформации под влажным (теплым) льдом в области аккумуляции, но только за счет внутренней деформации льда в более холодных частях. Эти ледники, как правило, дренируются надледниковыми и внутриледниковыми (внутри ледника) каналами талых вод, а каналы талых вод в основании ледника встречаются редко [3, 30]. Унос и транспортировка обломков контролируется структурой ледника, и деформация вечной мерзлоты может играть важную роль в формировании морен с продавливанием и ледяным ядром. Напряжение передается прогляциальной вечной мерзлоте, что приводит к деформации [3, 31, 32]. Эти прогляциальные отложения могут быть складчатыми, надвиговыми или перекрытыми[3].

Антарктический ледяной щит является политермальным. До 55% приземлившегося ледяного щита может быть покрыто льдом при температуре плавления под давлением[33]. Области с влажным основанием включают ледяные потоки, выводные ледники и регионы, расположенные под ледниковыми озерами [3, 34]. На острове Джеймса Росса, северо-восточном Антарктическом полуострове, большинство небольших выходных ледников являются политермальными, а более мелкие нишевые ледники имеют холодную основу.

Холодные ледниковые процессы

Этот раздел в основном взят из Hambrey and Fitzsimons 2010.

Несмотря на долгую историю статей, доказывающих, что холодные ледники не разрушают и не откладывают ледниковые отложения, в настоящее время эта парадигма подвергается сомнению, поскольку растет число статей, описывающих процессы захвата, транспортировки и отложения обломков на окраинах холодных ледников. , где лед на границе ледяного дна не находится в точке плавления под давлением [16, 24, 35]. Численные модели ледяных щитов в прошлом предполагали отсутствие движения там, где ледник имеет холодную основу[24], а геологи предполагали незначительное унос или движение обломков, сохраняя хрупкие формы рельефа и доледниковые поверхности суши[36].

Спутниковый снимок Сухих долин

Однако есть несколько исследований, опровергающих эти представления. Сухие долины в Антарктиде находятся в южной части Земли Виктории, недалеко от станции Мак-Мердо. Это самая большая свободная ото льда область в Антарктиде[17], и считается, что это самое близкое место на Земле к Марсу. В этой полярной пустыне количество осадков неизвестно, а снега выпадает всего 10 мм (в водном эквиваленте) в год. Среднегодовая температура воздуха составляет около -19,8°C, а большинство местных ледников на всем протяжении холодные[17]. Эти ледники имеют базальную температуру около -17°C[17, 37] и не имеют проточной воды[38].

Нижний ледник Райт имеет язык шириной 3,5 км, который заканчивается деградировавшим фронтом льда в замерзшем озере Браунворт, толщина льда которого составляет 9 м[17]. Рядом с ледником находится наносный фартук, а вокруг озера расположена косообразная равнина. Северная окраина ледника имеет ледяной обрыв высотой 5-10 м, с которого падают крупные глыбы (сухой откол)[17]. Внутри и за пределами озера есть морены, которые имеют такой же вид в плане, как и сухая окраина Нижнего ледника Райта.

Граница льда состоит из пиков и оврагов, с разноинтенсивно тающими ветром засыпанными песком и чистыми участками льда. Края льда не очень четко выражена и сливается с озерным льдом через покрытые обломками морены с ледяным ядром, параллельные фронту льда с промежуточными прудами.

Холодные ледники над озером Бонни Вечеринка на лыжах на леднике Маккей Гора Эребус Песчаный фартук Нижнего ледника Райта Ледяные вершины Нижнего ледника Райта

Hambrey and Fitzsimons (2010) обнаружили, что полоса обломков, соприкасающаяся со льдом, в основном состоит из песка и простирается на несколько сотен метров в сторону озера. Он расчленен несколькими оврагами, врезанными в рыхлый песок ручьями (таянию с поверхности ледника способствует скопление темного наносимого ветром песка, поглощающего солнечную радиацию)[17].

Hambrey and Fitzsimons (2010) утверждали, что обломки были унесены в нижнюю часть ледника Райт двумя механизмами:

1. надледниковым путем из переносимого ветром песка;
2. Подледниково, где базальный слой льда имеет толщину в несколько метров.

Фартук ледовых обломков похож на современные речные системы с наклонным залеганием, связанным с поднятием региона после отскока земной коры после удаления ледниковой массы ( изостатическое поднятие ). Все эти гляцигенные отложения были переработаны течением воды и ветром[17]. Гляциотектоническая деформация также претерпела гляциотектонические изменения. Деформационные структуры представлены угловатыми глыбами пузырчатого льда, будинами и надвиговыми глыбами в северной окраине обломочного шлейфа. Этот диапазон структур указывает на неоднородный режим деформации в базальном льду Нижнего ледника Райта в Сухих долинах Антарктиды. Скорости деформации, измеренные в базальном льду, заполненном обломками, указывают на то, что происходит простой сдвиг, что приводит к расслоению и образованию будинов. Чистый и богатый мусором лед имеет хрупкое разрушение, в результате чего формы рельефа похожи на надвиговые морены.

Работа этих авторов[17] и других[16] указывает на то, что холодные ледники могут формировать формы рельефа, разрушать, транспортировать и откладывать отложения. Эрозия коренных пород происходит в результате разрушения и истирания[16], а также отложений. Однако по сравнению с ледниками в более теплом климате истирание на границе ледяного ложа меньше, что приводит к образованию более грубых отложений и образованию меньшего количества глины и ила. Песок является доминирующим продуктом[17]. Ранее существовавшие отложения были переработаны без особых изменений. Отсутствие свободной воды привело к отсутствию модификации.

Подводя итог, можно сказать, что ледники Сухих долин Антарктиды представляют собой конечные члены теплового спектра ледников, являясь самыми холодными ледниками на Земле. Однако эти ледники способны к эрозии и отложению. Вовлечение обломков включает в себя отделение мерзлых блоков отложений от подледникового субстрата, который затем сворачивается и надвигается[17]. Образовавшиеся геоморфологические особенности включают осадочные хребты и выступы с гляциотектонизированным песком и ледниковым льдом, покрытые покровом принесенного ветром песка. Надледниковые потоки, стаившие вслед за повышением альбедо в результате скопления переносимого ветром песка на поверхности ледника, перерабатывают прогляциальные отложения, в том числе и обломочный фартук. Все ледниковые отложения мало похожи на свои аналоги из более теплого климата, и потенциал сохранения этих отложений высок[17].

Резюме

Термический режим очень важен для того, как ледники движутся, текут и функционируют, и зависит от базовой температуры льда, толщины льда и субстрата. На приведенной ниже диаграмме показаны различные процессы, протекающие подо льдом умеренного пояса, холодными ледниками, пульсирующими ледниками и политермальными ледниками.

Ледяные потоки	Вздымающиеся ледники	Пластинчатый лед (умеренный)	Холодные ледники	Политермальные ледники
Скорость течения припая (> 0,8 км/год)	Спокойный период с циклическими периодами припая	Установившееся медленное течение льда (непрерывный поступательный импульс)	Очень медленный поток или его отсутствие	Промежуточный тип, со сложной термической структурой.
Поля резкого бокового сдвига	Каждый отдельный ледник имеет уникальную периодичность	Медленное перемещение по смазанному основанию	Лед на границе ледяного дна не имеет точки плавления под давлением.	Рыло, края, бока и поверхность льда не имеют точки плавления под давлением.
Большие размеры (> 20 км в ширину, > 150 км в длину).	Размер от маленького до большого; долинные и выводные ледники	90 % площади ледяного покрова	Отсутствие свободной талой воды, очень холодная среда	Температура плавления под давлением может быть достигнута в зоне накопления, где лед толще.
10 % площади ледяного покрова	Расщепление, складывание и сдавливание с прохождением напорного фронта	Увлекает, транспортирует и хранит мусор	Возможны некоторые гляциотектонические деформации.	Талая вода у основания встречается редко
Зона сильно конвергентного начала	Лед на мокрой основе (может быть холодным в периоды покоя)	Процессы залегания, деформации, надвига и т.п. на границе ледяного дна	Может вызывать эрозию и полосатость валунов, при этом эрозия коренных пород происходит в результате разрушения и истирания, а также отложений.	Унос и транспортировка обломков контролируется структурой ледника.
Пространственно сфокусированная подача осадка		Талая вода в основании обычна (может включать озера, протоки и распределенный сток).	Меньшее истирание на границе ледяного дна, чем в умеренном льду, что приводит к образованию более крупного материала (особенно песка).	Деформация вечной мерзлоты может быть обычным явлением, поскольку стресс передается через мерзлый грунт.
Влажный лед: скольжение и деформация на границе лед/дно		Большая часть льда находится при температуре плавления под давлением.	Может перерабатывать ранее существовавшие отложения или формы рельефа с небольшими изменениями.

Перейдите наверх или прыгните на ледниковые формы.

1.            Бенн, Д.И. и Эванс, Д.Дж.А., 2010. Ледники и оледенение . 2010, Лондон: Образование Ходдера. 802.

2.            Evans, D.J.A., 2003. Введение в ледниковые системы суши, в Glacial Landsystems , D.J.A. Эванс, редактор. Арнольд: Нью-Йорк. п. 1-11.

3.            Hambrey, M.J. and Glasser, N.F., 2012. Различение термальных и динамических режимов ледников в осадочной летописи. Осадочная геология , 2012. 251-252 (0): с. 1-33.

4.            Гудселл Б. , Хамбрей М.Дж. и Глассер Н.Ф., 2005 г. Перенос обломков в долине ледника умеренного пояса: Верхний ледник д’Аролла, Вале, Швейцария. Journal of Glaciology , 2005. 51 (172): с. 139-146.

5.            Каффи, К.М. и Патерсон, WSB, 2010. Физика ледников, 4-е издание . 2010: Академическая пресса. 704.

6.            Эванс, Д.Дж.А., Филлипс, Э.Р., Хиемстра, Дж.Ф., и Аутон, К.А., 2006. Подледниковый тил: формирование, осадочные характеристики и классификация. Earth-Science Reviews , 2006. 78 (1-2): с. 115-176.

7.            Дэвис, Б.Дж., Робертс, Д.Х., Бриджланд, Д.Р., и О Кофей, К., 2012. Динамический девенсийский поток льда в северо-восточной Англии: седиментологическая реконструкция. Boreas , 2012. 41 : с. 337-366.

8.            Дэвис, Б.Дж., Робертс, Д.Х., Бриджланд, Д.Р., О Кофей, К., Райдинг, Дж.Б., Демарчи, Б., Пенкман, К., и Паули, С.М., 2012. Время и условия осадконакопления среднего Плейстоценовое оледенение северо-востока Англии: новые данные из Уоррен Хаус Гилл, графство Дарем. Quaternary Science Reviews , 2012. 44 : с. 180-212.

9.            Дэвис, Б.Дж., Робертс, Д.Х., Бриджланд, Д.Р., О Кофей, К., Райдинг, Дж.Б., Филлипс, Э.Р., и Тисдейл, Д.А., 2009 г.. Динамика межлопастного ледяного щита во время последнего ледникового максимума в заливе Уитберн, графство Дарем, Англия. Boreas , 2009. 38 : с. 555-575.

10.          Филлипс, Э., Ли, Дж. Р., и Берк, Х., 2008. Прогрессирующая деформация от прогляциальной до подледниковой и синтектоническая седиментация на окраинах среднеплейстоценового Британского ледяного щита: свидетельства из северного Норфолка, Великобритания. Quaternary Science Reviews , 2008. 27 (19-20): с. 1848-1871 гг.

11.          Lee, J.R. и Phillips, E.R., 2008. Прогрессирующая деформация мягких отложений в зоне подледникового сдвига – гибридная мозаично-проникающая модель деформации для среднеплейстоценовых гляциотектонизированных отложений восточной Англии. Quaternary Science Reviews , 2008. 27 : с. 1350-1362 гг.

12.          Hart, J.K., 2007. Исследование процессов подледниковой зоны сдвига в Вейбурне, Норфолк, Великобритания. Quaternary Science Reviews , 2007. 26 (19-21): с. 2354-2374.

13.          Roberts, D.H. and Hart, J.K., 2005. Характеристики деформирующегося пласта стратифицированного тиллового комплекса на северо-востоке Англии, Великобритания: исследование контроля над реологией отложений и признаками деформации. Quaternary Science Reviews , 2005. 24 (1-2): с. 123-140.

14.          Клеман Дж. и Глассер Н.Ф., 2007. Подледниковая термическая организация (STO) ледяных щитов. Quaternary Science Reviews , 2007. 26 (5-6): с. 585-597.

15.          Hall, A.M. и Глассер, Н.Ф., 2003. Реконструкция базального термического режима ледяного потока в ландшафте с выборочной линейной эрозией: Глен-Эйвон, горы Кэрнгорм, Шотландия. Борей , 2003. 32 : с. 191-207.

16.          Аткинс, К.Б., Барретт, П.Дж., и Хикок, С.Р., 2002. Холодные ледники разрушаются и отлагаются: данные из Аллан-Хиллз, Антарктида. Геология , 2002. 30 (7): с. 659-662.

17.          Hambrey, M.J., Fitzsimons, S.J., 2010. Развитие ассоциаций отложений и форм рельефа на холодных окраинах ледников, Сухие долины, Антарктида. Седиментология , 2010. 57 : с. 857-882.

18.          Филлипс В.М., Холл А.М., Моттрам Р., Файфилд Л.К. и Сагден Д.Е., 2006. Cosmogenic ¹⁰ Be и ²⁶ Al возраст воздействия торсов и эрратов, горы Кэрнгорм, Шотландия: шкалы времени развития классического ландшафта выборочной линейной ледниковой эрозии. Геоморфология , 2006. 73 (3-4): с. 222-245.

19.          Элли Р.Б., Бланкеншип Д.Д., Бентли К.Р. и Руни С.Т., 1986. Деформация тилла под ледяным потоком B, Западная Антарктида. Природа , 1986. 322 : с. 57-59.

20.          Хэмбри, М.Дж., Беннетт, М.Р., Даудесвелл, Дж.А., Глассер, Н.Ф., и Хаддарт, Д., 19 лет.99. Вынос и перенос обломков в политермальных долинных ледниках. Journal of Glaciology , 1999. 45 : с. 69-86.

21.          Glasser, N.F. и Hambrey, M.J., 2001. Стили осадконакопления под ледниками долины Шпицбергена при изменяющихся динамических и термических режимах. Журнал Геологического общества, Лондон , 2001. 158 : с. 697-707.

22.          Glasser, N.F. и Hambrey, M.J., 2003. Окраинные льдом наземные системы: политермальные ледники Шпицбергена, в Glacier Landsystems , D.J.A. Эванс, редактор. Ходдер Арнольд: Лондон. п. 65-87.

23.          Clark, P.U., 1995. Быстрое течение ледника по мягкому дну. Наука , 1995. 267 : с. 43-44.

24.          Waller, R.I., 2001. Влияние базальных процессов на динамическое поведение холодных ледников. Quaternary International , 2001. 86 (1): с. 117-128.

25.          Айверсон Н.Р., Хэнсон Б., Хук Р.Л. и Янссон П., 19 лет.95. Механизм течения ледников на мягком ложе. Наука , 1995. 267 : с. 80-81.

26.          Риньо, Э., Мужино, Дж., и Шойхль, Б., 2011. Ледяной поток Антарктического ледяного щита. Science , 2011.

27.          Питерс, Л.Е., Анандакришнан, С., Элли, Р.Б., Уинберри, Дж.П., Фойгт, Д.Е., Смит, А.М., и Морс, Д.Л., 2006. Подледниковые отложения как средство контроля в начале и расположение двух ледяных потоков на побережье Сайпле, Западная Антарктида. Ж. Геофиз. Рез. , 2006. 111 (B1): с. B01302.

28.          Боултон Г.С. и Хиндмарш Р.К.А., 1987. Деформация отложений под ледниками: реология и геологические последствия. Журнал геофизических исследований , 1987. 92 : с. 9059-9082.

29.          Graham, A.G.C., Larter, R. D., Gohl, K., Hillenbrand, C.-D., Smith, J.A., and Kuhn, G., 2009. Породная характеристика палеоледяного потока Западной Антарктики обнаруживает множественные — временная запись контроля потока и субстрата. Quaternary Science Reviews , 2009. 28 (25-26): с. 2774-2793.

30.          Риппин, Д., Уиллис, И., Арнольд, Н., Ходсон, А., Мур, Дж., Колер, Дж., и Бьернссон, Х., 2003. Изменения в геометрии и подледниковый дренаж Мидре Ловенбрин, Шпицберген, определено по цифровым моделям рельефа. Earth Surface Processes and Landforms , 2003. 28 (3): p. 273-298.

31.          Hambrey, M.J. and Huddart, D., 1995. Энгляциальные и прогляциальные гляциотектонические процессы на вершине термически сложного ледника на Шпицбергене. Journal of Quaternary Science , 1995. 10 (4): с. 313-326.

32.          Huddart, D. and Hambrey, M.J., 1996. Осадочное и тектоническое развитие высокоарктического надвигово-моренного комплекса: Comfortlessbreen, Шпицберген. Boreas , 1996. 25 (4): с. 227-243.

33.          Паттин Ф., 2010. Подледные условия Антарктики, полученные на основе гибридной модели ледяного щита/ледяного потока. Earth and Planetary Science Letters , 2010. 295 : с. 451-461.

34.          Зигерт М.Дж., Картер С., Табакко И., Попов С. и Бланкеншип Д.Д., 2005 г. Пересмотренный перечень подледниковых озер Антарктики. Antarctic Science , 2005. 17 (03): с. 453-460.

35.          Ллойд Дэвис, М.Т., Аткинс, К.Б., ван дер Меер, Дж.Дж.М., Барретт, П.Дж., и Хикок, С.Р., 2009. Доказательства активности ледников в Аллан-Хиллз, Антарктида, вызванной холодом. Quaternary Science Reviews , 2009. 28 (27-28): с. 3124-3137.

36.          Клеман Дж., 1994. Сохранение форм рельефа под ледяными щитами и ледяными шапками. Геоморфология , 1994. 9 (1): с. 19-32.

37.          Фитцсимонс, С. Дж., Лоррейн, Р.Д., и Вандергоэс, М.Дж., 2000. Поведение подледниковых отложений и базального льда в холодном леднике, в Деформация ледниковых материалов , А.Дж. Мальтман, Б. Хаббард и М. Дж. Хэмбри, редакторы. Специальное издание Лондонского геологического общества: Лондон. п. 181-190.

38.          Каффи, К.М., Конвей, Х., Гадес, А.М., Халлет, Б., Лоррейн, Р., Северингхаус, Дж.П., Стейг, Э.Дж., Вон, Б., и Уайт, Дж.В.К., 2000. Унос на холодных ложах ледников. Геология , 2000. 28 (4): с. 351-354.

Проникновение солнечного света влияет на тепловой режим и энергетику мелководного покрытого льдом озера в засушливом климате

Асламов И.А., Козлов В.В., Кириллин Г.Б., Мизандронцев И.Б., Кучер, К. М., Макаров М. М., Гранин Н. Г. Исследование переноса тепла во льдах Основание и структура подледного слоя воды Южного Байкала, Вода Ресурс., 44, 428–441, 2017. 

Бернхардт Дж., Энгельхардт К., Кириллин Г. и Матшуллат Дж.: Озерный лед фенология в Берлине-Бранденбурге с 1947 по 2007 год: наблюдения и модель ретроспективные прогнозы, Climatic Change, 112, 791–817, 2012.  

Блюто, К.Э., Питерс, Р. и Лоуренс, Г.А.: Эффекты исключения соли при льдообразовании при циркуляции в озерах // Окружающая среда. Жидкостная мех., 17, 579–590, 2017. 

Буффар Д., Здоровеннова Г., Богданов С., Ефремова Т., Лаванши Л., Пальшин Н., Тержевик А., Винно Л. Р., Волков С., Вюст А., Здоровеннов Р. и Уллоа Х. Н.: Динамика подледной конвекции в северных широтах. озеро, Внутренние воды, 9, 142–161, https://doi.org/10.1080/20442041.2018.1533356, 2019. 

Кавальер, Э. и Баулч, Х.М.: Денитрификация подо льдом озера, Biogeochemistry, 137, 285–295, 2018. 

Франц Д., Маммарелла И., Бойке Дж., Кириллин Г., Весала Т., Борнеманн, Н., Ларману Э., Ланг М. и Сакс Т.: Тепловой поток между озером и атмосферой динамика термокарстового озера в арктической Сибири // Журн. геофиз. рез.-атмосфер., 123, 5222–5239, https://doi.org/10.1029/2017JD027751, 2018. 

Гриффитс, К., Мичелутти, Н., Шугар, М., Дуглас, М.С.В., и Смол, Дж. П.: Ледяной покров – главный фактор экологических изменений в Арктике озера и пруды, PLoS ONE, 12, e0172989, https://doi. org/10.1371/journal.pone.0172989, 2017. 

Хуанг, В., Ченг, Б., Чжан, Дж., Чжан, З., Вихма, Т., Ли, З., и Ниу, Ф.: Эксперименты по моделированию сезонной массы озерного льда и энергетического баланса на Цинхай-Тибетском нагорье: тематическое исследование, Hydrol. Земля Сист. наук, 23, 2173–2186, https://doi.org/10.5194/hess-23-2173-2019, 2019a.

Хуан В., Чжан Дж., Леппяранта М., Ли З., Ченг Б. и Лин З.: Термическая структура и теплообмен вода-лед в неглубокой ледяной толще. термокарстовое озеро в центральной части Цинхай-Тибетского нагорья, J. Hydrol., 578, 124122, https://doi.org/10.1019/j.jhydrol.2019.124122, 2019б.

Huang, W., Li, Z., Arvola, L., and Song, S.: DOT, наборы данных о радиации и льде/снеге на зимнем озере Улансухай, Зенодо [набор данных], https://doi.org/ 10.5281/zenodo.4291840, 2020. 

Хуанг, В., Чжан, З., Ли, З., Леппяранта, М., Арвола, А., Сонг, С., Хуотари, Дж., и Лин, З.: Растворенный кислород подо льдом и динамика метаболизма в мелком озере: критическая роль льда и снега, Водные ресурсы. рез., 57, e2020WR027990, https://doi.org/10.1029/2020WR027990, 2021. 

Яккила Дж., Леппяранта М., Кавамура Т., Ширасава К., Салонен К.: Радиационный перенос и баланс тепла в ледовый период на озере Пяяярви, Финляндия, Aquat. Ecol., 43, 681–692, 2009. 

Каретников С., Леппяранта М. и Монтонен А.: Временной ряд более 100 лет ледовых сезонов на Ладожском озере, J. Great Lakes Res., 43, 979–988, 2017. 

Кириллин Г. и Тержевик А.: Термическая нестабильность в пресноводных озерах под лед: влияние солевых градиентов или солнечной радиации?, Cold Reg. науч. Технол. 65, 184–190, 2011. 

Кириллин Г., Асламов И., Леппяранта М., Линдгрен Э. Турбулентное перемешивание и тепловые потоки подо льдом озера: роль сейшевых колебаний // Гидрол. Земля Сист. наук, 22, 6493–6504, https://doi.org/10.5194/hess-22-6493-2018, 2018. 

Кириллин Г., Леппяранта М., Тержевик А., Гранин Н. , Бернхардт, Дж., Энгельгардт С., Ефремова Т., Голосов С., Пальшин Н., Шерстянкин П., Здоровеннова Г. , Здоровеннов Р. Физика сезонно покрытых льдом озера: обзор, Акват. наук, 74, 659–682, 2012. 

Кириллин Г., Шатвелл Т. и Вен Л.: Покрытые льдом озера Тибета плато как коллекторы солнечного тепла, Geophys, Res. Письма, 48, e2021GL093429, https://doi.org/10.1029/2021GL0, 2021. 

Кириллин Г.Б., Форрест А.Л. Грейвс К.Е., Фишер А., Энгельхардт С., и Лаваль, Б. Э.: Осесимметричная циркуляция, вызванная предельным нагревом в покрытые льдом озера, Геофиз. Рез. Lett., 42, 2893–2900, 2015. 

Лажу, Ян, К., Хоу, Дж., Ван, Дж., Лей, Ю., Чжу, Л., Чен, Ю., Ван, М., и He, X.: Новые данные о преобладании быстрого нагревания воды во время Таяние озерного льда на Тибетском нагорье, Sci. Bull., 66, 2358–2361, https://doi.org/10.1016/j.scib.2021.07.022, 2021. 

Лей, Р., Леппяранта, М., Ченг, Б., Хейл, П. и Ли, З.: Изменения в характеристики ледового сезона европейского арктического озера с 1964 по 2008 г., Climatic Change, 115, 725–739, 2012. 

Леппяранта, М.: Замерзание озер и эволюция их ледяного покрова, Springer, Berlin, Heidelberg, https://doi. org/10.1007/978-3-642-29081-7, 2015. 

Леппяранта М., Линдгрен Э., Вен Л. и Кириллин Г. : Распад ледяного покрова и тепловой баланс озера Килписъярви в арктической тундре, J. Limnol., 78, 163–175, https://doi.org/10.4081/jlimnol.2019.1879, 2019. 

Лу, П., Цао, X., Ли, Г., Хуанг, В., Леппяранта, М., Арвола, Л., Хуотари, Дж., и Ли, З.: Массовый и тепловой баланс ледяного покрова озера в центральной части Азиатская аридная климатическая зона, Вода, 12, 2888, https://doi.org/10.3390/w12102888, 2020. 

Мальм Ю., Тержевик А., Бенгтссон Л., Боваринов П., Глинский А. ., Пальшин, Н., Петров М.: Температурный и солевой режимы трех мелководных озера, покрытые льдом 2. Потоки тепла и массы // Гидрол. рез., 28, 129–152, 1997. 

Миронов Д., Тержевик А., Кириллин Г., Йонас Т., Мальм Дж., Фармер Д.: Радиационная конвекция в покрытых льдом озерах: наблюдения, масштабирование и модель смешанных слоев, J. Geophys. Res., 107, 3032, https://doi.org/10.1029/2001JC000892, 2002.  

Питерс, Р. и Лоуренс, Г.А.: Влияние исключения соли из озерного льда на сезонная циркуляция, Лимнол. Oceanogr., 54, 401–412, 2009. 

Птак М., Сойка М. и Новак Б.: Влияние потепления климата на изменение термические и ледовые условия в самом большом озере Польши-озере Śniardwy, J. Hydrol. Гидромех., 68, 260–270, 2020. 

Ризк В., Кириллин Г. и Леппяранта М.: Бассейновая циркуляция и потоки тепла в покрытых льдом озерах // Лимнол. Oceanol., 59, 445–464, 2014. 

Шмид, М., Басбридж, М., и Вюст, А.: Двойная диффузионная конвекция в Озеро Киву, Лимнол. Oceanogr., 55, 225–238, 2010. 

Schmitt, R. W.: Двойная диффузия в океанографии, Ann. Rev. Fluid Mech., 26, 255–285, 1994. 

Ши, Л., Ли, З., Ниу, Ф., Хуанг, В., Лу, П., Фэн, Э., Хань, Х.: Тепловые диффузия термокарстового озерного льда в бассейне Бейлухэ в Цинхай-Тибете Плато, Энн. Glaciol., 55, 153–158, 2014. 

Сун, С., Ли, К., Ши, X., Чжао, С., Тянь, В., Ли, З., Бай, Ю., Цао, X., Ван, К. , Хуотари, Дж., Тулонен, Т., Уусеймо, С., Леппяранта, М., Лоер, Дж. и Арвола Л.: Подледный обмен веществ в мелководном озере в холодную и засушливый климат, Freshwater Biol., 64, 1710–1720, https://doi.org/10.1111/fwb.13363, 2019. 

Sun, B., Li, C.Y., and Zhu, D.N.: Изменения озера Улансухай в прошлое 150 лет на основе технологии 3S, 2011 Международная конференция по дистанционному зондированию, окружающей среде и транспортной инженерии, 2993–2997, https://doi.org/10.1109/rsete.2011.5964944, 2011. 

Сун, Б., Ли, С.Ю., Кордовил, К.М.Д.С., Цзя, К.Л., Чжан, С., де Вареннес А. и Перейра Л. С.: Изменчивость качества воды в Улансухае Озеро получает дренажную воду из ирригационной системы Хетао в Хуанхэ. Бассейн, Китай, Фрезен. Окружающая среда. Bull., 22, 1666–1676, 2013. 

Verpoorter, C., Kutser, T., Seekell, D. A., and Tranvik, L. J.: Глобальный инвентаризация озер по спутниковым снимкам высокого разрешения // Геофиз. Рез. Летт., 41, 6396–6402, 2014. 

Волков С. , Богдаонов С., Здоровеннов Р., Здоровеннова Г., Тержевик А., Пальшин Н., Буффар Д., Кириллин Г. Мелкомасштабная структура конвективного перемешанного слоя в покрытом льдом озере // Окружающая среда. Жидкостная мех., 19, 751–764, 2019. 

Ван, Б., Ма, Ю., Чен, X., Ма, В., Су, З. и Мененти, М.: Наблюдение и моделирование процессов тепловодопереноса озеро-воздух в условиях высокогорья мелководное озеро на Тибетском нагорье // J. Geophys. рез.-атмосфер., 120, 12327–12344, 2015.

Винтерс, К.Б., Уллоа, Х.Н., Вюст, А. и Буффар, Д.: Энергетика радиационно нагретые льдом озера // Геопыс. Рез. Летт., 45, 8913–8925, 2019. 

Ян, Б., Уэллс, М. Г., Макминс, Б. Дуган, Х. А., Русак, Дж. А., Вейхенмейер, Г. А., Брентруп Дж. А., Грицик А. Р., Лаас А., Пилла Р. М., Остин Дж. А., Блаунчфилд, П.Дж., Кэри, К.С., Гуццо, М.М., Лоттиг, Н.Р., Маккей, М. Д., Миддел, Т. А., Пирсон, Д. К., Ван, Дж., Янг, Дж. Д.: Новый тепловой классификация озер, покрытых льдом // Геофиз. Рез. лат., 48, e2020GL091374, https://doi.