Deformace soli - Salt deformation

Kamenná sůl z pákistánského solného dolu Khewra. Kamenná sůl z tohoto solného dolu se skládá z 99% čistého halitu.[1] Růžová barva pochází ze stopových množství železa.[2]

Deformace soli je změna tvaru přírodního sůl těla v reakci na síly a mechanismy, které řídí tok soli. Taková deformace může generovat velké solné struktury, jako jsou podzemní solné vrstvy, sůl diapiry nebo solené listy na povrchu. Přísně vzato, solné struktury jsou tvořeny kamenná sůl který se skládá z čistého halit (NaCl) krystal. Většina halitů v přírodě se však objevuje v nečisté formě, proto se kamenná sůl obvykle vztahuje na všechny horniny, které se skládají převážně z halitu, někdy také jako směs s jinými odpařuje jako sádra a anhydrit.[3] Deformace zemské soli obecně zahrnuje takové smíšené materiály.

Vzhledem k jedinečným fyzikálním a chemickým vlastnostem kamenné soli, jako je její nízká hustota, vysoká tepelná vodivost a vysoká rozpustnost ve vodě se výrazně deformuje v podzemním a povrchovém prostředí ve srovnání s jinými horninami. Nestabilita kamenné soli je také dána její nízkou viskozitou, která umožňuje kamenné soli proudit jako tekutina. Jak teče kamenná sůl, vytváří se řada solných struktur. Proto, pánve obsahující sůl se deformují snadněji než ty, kterým chybí sůl.[3]

Fyzikální vlastnosti kamenné soli

Hustota a vztlak

Kamenná sůl má účinnou látku pórovitost téměř 50% na povrchu, zatímco efektivní pórovitost klesá v hloubce 10 m na méně než 10%.[4][5] Když hloubka pohřbu dosáhne asi 45 m, jsou póry zcela vyplněny.[4][5] Poté, co kamenná sůl ztratí svou pórovitost, stane se téměř nestlačitelnou a udržuje se konstantní hustota 2,2 g / cm3 jak se hloubka stále zvyšuje.[6]

Když kamenná sůl dosáhne hloubky 6–8 km, přeměňují se v ní další kameny greenychist. V takových hloubkách pohřbu je hustota kamenné soli v důsledku toho mírně snížena teplotní roztažnost. Avšak na rozdíl od kamenné soli, jak se hloubka pohřbu zvyšuje, břidlice a většina ostatních sedimentárních hornin postupně snižují pórovitost a zvyšují hustotu. V prvních 1000 m hloubky pohřbu má kamenná sůl vyšší hustotu ve srovnání s jinými horninami, jako je břidlice. Když zasypaný materiál dosáhne kritické hloubky 1,2–1,3 km, hustota kamenné soli a dalších hornin je zhruba stejná, kde je neutrální vztlak je dosaženo. Počínaje 1,3 - 1,5 km pod povrchem hustota ostatních hornin převyšuje hustotu kamenné soli, dochází k inverzi hustoty, což znamená, že sůl má pozitivní vztlak, když je pohřbena pod jinými horninami na přibližně 1,3 km. V této hloubce stoupá sůl a proniká do skrývky a vytváří a diapir.[6]

Tepelná vodivost a rozpínavost

Kamenná sůl se vyznačuje svým vysokým obsahem tepelná vodivost. Například při 43 ° C má tepelnou vodivost 5,13 W / (m⋅K), zatímco břidlice má pouze tepelnou vodivost 1,76 W / (m⋅K) při stejné teplotě.[6]

Objem kamenné soli může být do značné míry ovlivněn tepelný gradient. Když je kamenná sůl pohřbena v podzemí na 5 km při teplotním gradientu 30 ° C / km, její objem se zvětší o 2% v důsledku tepelné roztažnosti, zatímco tlakování způsobí pouze zmenšení objemu o 0,5%. Čím větší je hloubka pohřbu kamenné soli, tím nižší je její hustota, což zase zvýhodňuje pozitivní vztlak vyvolaný inverzí hustoty.[6]

Teplo může také vést k vnitřnímu toku kamenné soli. Když je hloubka pohřbu kamenné soli přes 2,9 km při teplotním spádu 30 ° C / km s viskozita pod 1016 Pa.s, dochází k toku kamenné soli tepelným vedením. Tepelné vedení však není dominantním mechanismem toku soli v a sedimentární pánev, který je zcela odlišný od toku magmatu. Sůl proudí na povrch, pokud je dostatečně vlhký, například proudění solné ledovce,[7] což je exponovaná struktura vytvořená, když je sůl diapir prorazí jeho skrývku.[8]

Viskozita

Viskozita je míra odporu tekutin proti proudění, kterou lze vyjádřit poměrem smykového napětí k smykovému napětí. Vysoká viskozita znamená vysokou odolnost proti proudění a naopak. Experimentální výsledky ukazují, že kamenná sůl má vyšší viskozitu ve srovnání s hořkou a ryolitovou lávou, ale nižší viskozitu než bahenní břidlice, břidlice a plášť. Kromě toho viskozita kamenné soli úzce souvisí s obsahem vody. Čím vyšší je obsah vody v kamenné soli, tím nižší je její viskozita.[6]

Když jsou solné ledovce napájené z diapiru vystaveny na povrchu a jsou infiltrovány meteorickou vodou, viskozita kamenné soli se sníží. V důsledku toho je rychlost toku solných ledovců mnohem rychlejší než rychlost šíření solného jazyka a soli diapir stoupat.[6]

Obecně jemnozrnná vlhká sůl teče jako a Newtonova tekutina, na rozdíl od hrubozrnné soli. Jinak se bude šířit v důsledku gravitační síly, když se vysune na povrch.[6]

Síla

Obrázek znázorňující střední modrý dílčí zrno dříve rotační rekrystalizace (horní část) a po rotaci rekrystalizace (spodní část). Centrální subgrain je přeorientován. Střední černá čára v každém dílčím zrnu označuje jejich orientaci. Během tohoto procesu se vytvoří úhelový rozdíl v krystalové mřížce mezi centrálním zrnem a okolními zrnami.
Obrázek ukazuje hranice zrn migrace. Centrální krystal X má nižší dislokační hustotu než okolní krystal A-F. Když jsou okolní zrna znovu orientována tak, aby odpovídala krystalové mřížce krystalu X, vede to k posunutí hranice zrn.

Při působení stresu se kamenná sůl chová jako tekutina, zatímco jiné horniny s vyšší pevností jsou za takových podmínek křehké.[9] Při porovnání pevnosti v tlaku a tlaku v tlaku vlhké soli a suché soli s jinými typickými horninami při rychlosti deformace 10−14s−1, jako je břidlice a křemenec mokrá i suchá sůl vykazuje nižší pevnost než ostatní horniny.[10] Mokrá sůl je ještě slabší než suchá sůl: když obsah vody v kamenné soli překročí 0,01%, chová se kamenná sůl jako slabá krystalická tekutina. Mokrá sůl se proto snáze deformuje ve srovnání se suchou solí.[11]

Mechanismus deformace soli

Rekrystalizace rotace subzrna

Rekrystalizace rotace subzrna zahrnuje vytvoření nové hranice zrn, jak se subgrain otáčí postupně a vytváří úhel mezi okolními krystaly. Nový krystal je vytvořen nesprávnou orientací subzrna.[12] Proces je dominantní v horní a střední části solného ledovce.[13]

Migrace hranic zrn

Hranice zrna migrace je dominantním deformačním mechanismem v horní a střední části solného ledovce.[13] Subzrno je znovu orientováno tak, aby odpovídalo krystalové mřížce sousedního subzrna. Hranice zrn se budou pohybovat, jak se postupně spotřebovávají okolní krystaly.[12]

Roztok tlaku

Řešení tlaku zahrnuje rozpuštění krystalů, stává se hlavním deformačním mechanismem, když je sůl navlhčena.[3] Tento proces je obvykle pozorován v distální části solného ledovce.[14]

Dynamika soli

Struktura podzemní soli

Podpovrchová solná vrstva nebo solný diapir, který nevytlačuje povrch, se považuje za podzemní solnou strukturu. Vztlak, gravitační diferenciální zatížení a tektonické napětí jsou tři hlavní typy síly, které mohou pohánět tok soli. Tok soli však může být omezen silou překrývajících se sedimentů a mezním třením ve vrstvě soli.[3]

Vztlak

V kritické hloubce 1,2–1,3 km je hustota kamenné soli a okolních hornin zhruba stejná. Při větší hloubce pohřbu se inverzní hustota a kamenná sůl stávají méně hustými než skrývkové horniny, což vede k pozitivnímu výsledku vztlak kamenné soli a způsobuje vzestup soli.[6] Jak teplota roste s hloubkou, sůl se zahřívá a rozpíná, což také vede ke zvýšení vztlaku kamenné soli.[3]

Když je však nadloží dostatečně silné, sůl nebude schopna ho skrz vztlak prorazit.[6]

Gravitační diferenciální zatížení

Gravitační diferenciální zatížení je produkováno kombinací gravitační síly působící na skrývkové kameny a podkladní vrstvu soli.[3] Vliv gravitačního zatížení na tok soli lze jednoduše vyjádřit konceptem hydraulická hlava:

Kde h je hydraulická hlava, z je elevační hlava, která se počítá od vztažného bodu k horní části vrstvy soli, P je tlak vyvíjený na vrstvu soli přetěžením, je hustota soli ag je gravitační zrychlení. Tlaková výška je vyjádřena jako P nad . Protože P se také rovná , kde je hustota skrývky a t je jeho tloušťka.

Proto lze rovnici přepsat jako:

Všimněte si, že tlaková hlava P je pak vyjádřeno jako .

Za předpokladu, že poměr hustoty nadložní horniny k solné vrstvě zůstane nezměněn v následujících třech případech:

PřípadTloušťka nadloží, tVýšková hlava, zHydraulická hlavaVysvětleníobraz
1Konstantní, Když jsou tloušťka a elevační výška konstantní, i když tloušťka solné vrstvy není stejnoměrná, nedochází k žádnému toku soli v důsledku nulového hydraulického gradientu.
Jednotná tloušťka skrývky a stálá elevační výška. Modified from Hudec & Jackson, 2007.[3]
2Konstantní, Tloušťka skrývky stále zůstává konstantní, nicméně je zde sklon výškové hlavy, který vede k h1 > h2 a způsobení toku soli ze směru da vyššího k výškovému gradientu výškové hlavy.
Jednotná tloušťka skrývky, ale s rozdílem v elevační výšce. Modified from Hudec & Jackson, 2007.[3]
3Ačkoli povrch solné vrstvy má rovnoměrné zvýšení, rozdíl v tloušťce skrývkové horniny vytváří gradient tlakové hlavy. V hydraulické hlavě tedy bude gradient, který pohání sůl k toku.
Konstantní elevační výška s různou tloušťkou skrývky. Modified from Hudec & Jackson, 2007.[3]

Tektonický stres

Evoluční diagram ukazující vývoj diapiru během prodloužení tenké kůže. Upraveno podle Vendeville & Jackson, 1992.[15]
Napětí v tahu

Napětí v tahu ovlivňuje deformaci struktury solí (1) tvorbou zlomů v nadložních horninách, ztenčováním nadloží a snížením pevnosti nadloží, (2) vývojem chytit v nadloží, které upřednostňuje gravitační diferenciální zatížení.[16] Většina solných diapirů na světě byla zahájena během regionálního rozšíření, z čehož vyplývá, že solný diapirismus je primárně aktivován napěťovým stresem.[3][10]

Napětí v tahu vede k prodloužení tenké kůže, které roztáhne skrývku, ale ne vrstvu soli v základně.[17] Deformaci solných struktur z rozšíření s tenkou kůží lze rozdělit do tří fází.[18] Je však důležité si uvědomit, že diapir nemusí procházet všemi těmito fázemi, v závislosti na množství a rychlosti prodloužení, hustotě skrývky atd.[3]

1) V počáteční fázi regionální rozšíření ztenčí a oslabí skrývku, sůl začne stoupat a vyplňovat prostor vytvořený ztenčením. Když se regionální rozšíření zastaví, zastaví se také vzestup diapirů. Tato fáze se nazývá reaktivní diapirismus, protože reaguje na rozšíření.[3]

2) Jak ztenčování a zeslabování pokračuje, deformace postupuje do druhého stupně, ve kterém nadložní hornina zeslábne natolik, aby sůl mohla prorazit a být tlačena nahoru. K tomuto jevu dochází, pouze když je skrývka hustší než sůl, pravděpodobně po dosažení kritické hloubky. Tato fáze se nazývá aktivní diapirismus, sůl stále roste i po zastavení regionálního rozšíření.[3]

3) Ve třetím stupni diapir prorazí překrývající se skálu a je vystaven na povrchu. Tato fáze se nazývá pasivní diapirismus.[3]

Tlakové napětí
S již existující diapirovou strukturou se kamenná sůl pohybuje nahoru a je odříznuta od zdrojové vrstvy kompresí. Současně jsou nahoře ukládány další sedimenty. Modrá barva označuje vrstvy solí.

Tlakové napětí zahušťuje a posiluje překrývající se skálu, to brání kamenné soli v propíchnutí a zpomaluje tvorbu diapiru, kromě případů, kdy antiklinála formovaný tlakovou silou je vážně narušen do velké hloubky. V případě, že existují již existující solné diapirové struktury, které jsou mechanicky slabší, diapiry se znovu aktivují během regionálního stlačení, kamenná sůl se poté posune nahoru a odřízne se od zdrojové vrstvy. U dalšího případu neexistujících diapirů kamenné soli působí sůl hlavně jako lubrikant, který se tvoří décollement.[3]

Smykové napětí

Smykové napětí příliš neovlivňuje vrstvu soli, ale sůl bude i nadále proudit, pokud bude ze smyku vyvoláno tlakové napětí a tahové napětí, a má za následek podobné deformační chování soli ve stresové zóně. Deformaci struktury soli lze rozdělit do čtyř typů:[3]

TypyDiapirPlatnostDeformace struktury solí
1Předem existujícíLokální kompreseSůl se vytlačí nahoru a je odříznuta od zdrojové vrstvy
Pravý boční střih, vrstva soli je označena modře
2Předem existujícíLokalizované rozšířeníRozšíření diapiru, diapir může klesnout, pokud rychlost přísunu soli není dostatečná, aby unesla váhu nadloží,[16] ale zvýší se, pokud je dostatek přísunu soli, aby tlačila nahoru skrz nadloží[3]
Levý boční střih, vrstva soli je označena modře
3Žádné preexistujícíLokální kompresePo uklouznutí se netvoří žádný diapir
Pravý boční střih, vrstva soli je označena modře
4Žádné preexistujícíLokalizované rozšířeníSpustit reaktivní diapirismus po skluzu
Levý boční střih, vrstva soli je označena modře

Síla nadložních sedimentů

Jak se zvyšuje hloubka pohřbu, zvyšuje se pevnost sedimentárních hornin s rostoucím tlakem.[6] Proto je většina tlustého nadloží obtížnější prorazit podkladovou solí a odpovídajícím způsobem se deformovat. Nadložní sedimenty o tloušťce několika stovek metrů se zřídka deformují, pokud neexistují vnější síly, jako je komprese a extenze.[3]

Mezní tření ve vrstvě soli

Mezní tření podél horní a dolní části solné vrstvy omezuje schopnost soli proudit. Když střih soli prochází hranicí mezi vrstvou soli a okolními tuhými horninami, existuje ve smykové zóně tažná síla opačná ke směru toku a odolává toku soli. Tloušťka této mezní smykové zóny může ovlivnit rychlost toku solné vrstvy. Pokud má tok konstantní dynamickou viskozitu, což znamená, že je Newtonovské viskózní, mezní vrstva je silnější. Pro tok soli, který je viskózní podle zákona o výkonu, takže klesá s dynamickou viskozitou, jak se zvyšuje rychlost smyku směrem k hranici tekutiny, je mezní vrstva tenčí.[3]

Newtonovský tok má velký vliv na rychlost toku soli, jejíž objemový tok je úměrný tloušťce vrstvy soli k síle tří, což znamená, že pokud se tloušťka vrstvy soli zdvojnásobí, objemový tok se zrychlí průtok osmkrát. Power-law flow má relativně menší účinek na zpomalení toku soli.[3]

Deformace a rekrystalizace v různých částech solného ledovce, solná vrstva je označena modře. Šipky označují směr toku soli.

Struktura povrchové soli

Povrchové solné struktury se vytvářejí, když podzemní solné diapiry prorazí překrývající se skálu.[8]

Když se sůl vytlačuje a proudí na povrchu, stává se slaný ledovec (také známý jako solná fontána ).[8] Na rozdíl od podzemních solných struktur je po odkrytí kamenné soli vystavena dešťové vodě, větru a teplu ze slunce, což by mohlo vést k rychlé deformaci solné struktury během krátké doby, která může být denně až sezónně.[13][7]

Pozvednutí solných ledovců

Když podzemní solný diapir stoupá a vytlačuje se na povrch, tlačí nahoru překrývající se skálu a vede k pozvednutému pohybu solného ledovce společně s nadloží. Pohyby vzestupu rychlostí mm / rok jsou pozorovány na různých místech, jako např Mount Sedom v Izraeli[19][20] a solné ledovce v Íránu.[21][22]

Slané diapiry, které jsou vystaveny na povrchu, rostou rychleji než diapiry, které zůstávají v podpovrchové vrstvě, protože se snižuje pevnost nadložních sedimentů.[23]

Deformace srážením

Různé části solného ledovce se deformují různými mechanismy. Mikrostrukturální studie ukazuje, že když sůl proudí z vrcholu solné fontány do distální části, tlakový roztok místo toho se stává dominantním procesem v důsledku infiltrované dešťové vody a snížené velikosti zrna rekrystalizace rotace subzrna a hranice zrn migrace, které jsou dominantní v horní a střední části solné fontány. Jinými slovy, bylo navrženo, že infiltrace dešťové vody do kamenné soli způsobí deformaci na úrovni velikosti zrn.[13]

Plastický tok solných ledovců během období dešťů a jednotlivých bouřkových událostí a smršťování po vysušení ledovce byly pozorovány v Jashakská solná kopule (také známý jako solná kupole Dashti nebo Kuh-e-Namak), Írán, navrhuje sezónní pohyby solných ledovců v reakci na povětrnostní podmínky.[7] Jiná studie v pásu Kuqa s tahem se však pokusila otestovat sezónní reakci ledovce na srážky, ale nepozorovala korelaci mezi deformací solí a srážkami a uvedla, že jejich výsledek lze připsat omezeným datům ze satelitů a pozemních pozorování.[24]

K potvrzení vztahu jsou zapotřebí další výzkumy pomocí techniky dálkového průzkumu Země a zejména provádění terénních pozorování.

Deformace změnou teploty

Kromě krystalizace a hydratace je tepelná roztažnost jedním z nejčastěji zmiňovaných mechanismů při zvětrávání solí.[25][26] Kamenná sůl se při zahřátí rozpíná.[7][27] Je známo, že většina zvětrávání solí se vyskytuje v oblastech se suchým podnebím.[25][28] Díky vysoké tepelné vodivosti solných ledovců může být teplo přenášeno stovky metrů suchou solí během několika minut.[7]

Viz také

Reference

  1. ^ BALOCH, Muzahir Ali; KURESHI, Aziz Ahmed; WAHEED, Abdul; ALI, Muhammad; ALI, Nawab; TUFAIL, Muhammad; BATOOL, Saima; AKRAM, Muhammad; IFTIKHAR, Poonam (2012). „Studie o přírodní radioaktivitě v solných dolech Khewra v Pákistánu“. Journal of Radiation Research. 53 (3): 411–421. doi:10.1269 / jrr.11162. ISSN  0449-3060. PMID  22739011.
  2. ^ DRAKE, S.L .; DRAKE, M.A. (2010-11-24). „SROVNÁNÍ SOLNÉ CHUŤE A ČASOVÉ INTENZITY MOŘSKÝCH A POZEMNÍCH SOLÍ Z CELÉHO SVĚTA“. Journal of Sensory Studies. 26 (1): 25–34. doi:10.1111 / j.1745-459x.2010.00317.x. ISSN  0887-8250.
  3. ^ A b C d E F G h i j k l m n Ó p q r s t Hudec, Michael R .; Jackson, Martin P.A. (Květen 2007). „Terra infirma: Porozumění solné tektonice“. Recenze vědy o Zemi. 82 (1–2): 1–28. doi:10.1016 / j.earscirev.2007.01.001. ISSN  0012-8252.
  4. ^ A b Enrique Casas, Tim K.Lowenstein (1989). „Diagenesis of Saline Pan Halite: Comparison of Petrographic Features of Modern, Quaternary and Permian Halites“. SEPM Journal of Sedimentary Research. 59. doi:10.1306 / 212f905c-2b24-11d7-8648000102c1865d. ISSN  1527-1404.
  5. ^ A b Talbot, C.J. (prosinec 1993). „Šíření solných struktur v Mexickém zálivu“. Tektonofyzika. 228 (3–4): 151–166. doi:10.1016 / 0040-1951 (93) 90338-k. ISSN  0040-1951.
  6. ^ A b C d E F G h i j K., Warren, John (2006). Odpařování: Sedimenty, zdroje a uhlovodíky. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. ISBN  9783540323440. OCLC  315815509.
  7. ^ A b C d E Talbot, Christopher J .; Rogers, Eric A. (1980-04-25). "Sezónní pohyby v solném ledovci v Íránu". Věda. 208 (4442): 395–397. doi:10.1126 / science.208.4442.395. ISSN  0036-8075. PMID  17843617.
  8. ^ A b C Fossen, Haakon (2009). Strukturní geologie. Cambridge: Cambridge University Press. doi:10.1017 / cbo9780511777806. ISBN  9780511777806.
  9. ^ Weijermars, R .; Jackson, M.P.A .; Vendeville, B. (leden 1993). "Reologické a tektonické modelování solných provincií". Tektonofyzika. 217 (1–2): 143–174. doi:10.1016/0040-1951(93)90208-2. ISSN  0040-1951.
  10. ^ A b JACKSON, M.P.A .; VENDEVILLE, B. C. (leden 1994). "Regionální rozšíření jako geologický spouštěč diapirismu". Bulletin americké geologické společnosti. 106 (1): 57–73. doi:10.1130 / 0016-7606 (1994) 106 <0057: reaagt> 2.3.co; 2. ISSN  0016-7606.
  11. ^ Urai, Janos L .; Spires, Christopher J .; Zwart, Hendrik J .; Lister, Gordon S. (prosinec 1986). "Oslabení kamenné soli vodou během dlouhodobého plazení". Příroda. 324 (6097): 554–557. doi:10.1038 / 324554a0. ISSN  0028-0836. PMID  29517720.
  12. ^ A b Drury, M.R .; Pennock, G.M. (Červenec 2007). "Rekrystalizace rotace subgrainů v minerálech". Fórum materiálových věd. 550: 95–104. doi:10,4028 / www.scientific.net / msf.550,95. ISSN  1662-9752.
  13. ^ A b C d Desbois, Guillaume; Závada, Prokop; Schléder, Zsolt; Urai, Janos L. (duben 2010). „Deformační a rekrystalizační mechanismy v aktivním vytlačování solné fontány: Mikrostrukturní důkazy o změně v deformačních mechanismech se zvýšenou dostupností meteorické vody a sníženou velikostí zrna (Qum Kuh, centrální Írán).“ Journal of Structural Geology. 32 (4): 580–594. doi:10.1016 / j.jsg.2010.03.005. ISSN  0191-8141.
  14. ^ Drury, Martyn R .; Urai, Janos L. (únor 1990). "Procesy rekrystalizace související s deformací". Tektonofyzika. 172 (3–4): 235–253. doi:10.1016/0040-1951(90)90033-5. ISSN  0040-1951.
  15. ^ Vendeville, B.C .; Jackson, M.P.A. (Srpen 1992). "Vzestup diapirů během prodloužení tenké kůže". Marine and Petroleum Geology. 9 (4): 331–354. doi:10.1016 / 0264-8172 (92) 90047-i. ISSN  0264-8172.
  16. ^ A b 雷, 刚 林 (2014). 塔里木盆地 库车 坳陷 盐 相关 构造 特征 及 变形 机理. Shi you gong ye chu ban she. ISBN  9787518305391. OCLC  917887528.
  17. ^ Jackson, M. (01.01.1994). "Strukturální dynamika solných systémů". Výroční přehled o Zemi a planetárních vědách. 22 (1): 93–117. doi:10.1146 / annurev.ea.22.050194.000521. ISSN  0084-6597.
  18. ^ Vendeville, B.C .; Jackson, M.P.A. (01.01.1992). „Vzestup a pád diapirů během prodloužení tenké kůže“. Nahlásit vyšetřování. doi:10.23867 / ri0209d. ISSN  2475-367X.
  19. ^ Weinberger, R .; Lyakhovsky, V .; Baer, ​​G .; Začněte, Z. B. (květen 2006). „Mechanické modelování a měření InSAR u zdvihu Mount Sedom, povodí Mrtvého moře: důsledky pro efektivní viskozitu kamenné soli“. Geochemie, geofyzika, geosystémy. 7 (5): n / a. doi:10.1029 / 2005gc001185. ISSN  1525-2027.
  20. ^ Weinberger, R .; Begin, Z.B .; Waldmann, N .; Gardosh, M .; Baer, ​​G .; Frumkin, A .; Wdowinski, S. (2006), „Kvartérní vzestup Sedom diapir, povodí Mrtvého moře“, Special Paper 401: New Frontiers in Dead Sea Paleoenvironmental Research„Geological Society of America, str. 33–51, doi:10.1130/2006.2401(03), ISBN  978-0813724010
  21. ^ Baikpour, Shahram; Zulauf, Gernold; Dehghani, Maryam; Bahroudi, Abbas (leden 2010). „Mapy InSAR a pozorování časových řad povrchových posunů kamenné soli extrudovaných poblíž Garmsaru v severním Íránu“. Časopis geologické společnosti. 167 (1): 171–181. doi:10.1144/0016-76492009-058. ISSN  0016-7649.
  22. ^ Aftabi, Pedram; Roustaie, Mahasa; Alsop, G.Ian; Talbot, Christopher J. (leden 2010). "InSAR mapování a modelování aktivního vytlačování íránské soli". Časopis geologické společnosti. 167 (1): 155–170. doi:10.1144/0016-76492008-165. ISSN  0016-7649.
  23. ^ Weinberg, Roberto Ferrez (prosinec 1993). „Vzestupný transport inkluzí u newtonských a mocenských solných diapirů“. Tektonofyzika. 228 (3–4): 141–150. doi:10.1016 / 0040-1951 (93) 90337-j. ISSN  0040-1951.
  24. ^ Colón, Cindy; Webb, A. Alexander G .; Lasserre, Cécile; Doin, Marie-Pierre; Renard, François; Lohman, Rowena; Li, Jianghai; Baudoin, Patrick F. (září 2016). „Rozmanitost subaeriálních aktivních deformací solí v pásu Kuqa s tahem (Čína) omezená InSAR“. Dopisy o Zemi a planetách. 450: 83–95. doi:10.1016 / j.epsl.2016.06.009. ISSN  0012-821X.
  25. ^ A b COOKE, R. U .; SMALLEY, I. J. (prosinec 1968). "Slané zvětrávání v pouštích". Příroda. 220 (5173): 1226–1227. doi:10.1038 / 2201226a0. ISSN  0028-0836.
  26. ^ Bryant, Robert (březen 2010). „Pouště a pouštní prostředí - Julie Laity“. Geografický deník. 176 (1): 119. doi:10.1111 / j.1475-4959.2009.00347_6.x. ISSN  0016-7398.
  27. ^ Rubin, Thor; Johnston, H.L .; Altman, Howard W. (leden 1961). "TEPELNÁ ROZŠÍŘENÍ ROCKOVÉ SOLI1". The Journal of Physical Chemistry. 65 (1): 65–68. doi:10.1021 / j100819a021. ISSN  0022-3654.
  28. ^ Cooke, R.U. (Leden 1981). "Slané zvětrávání v pouštích". Sborník sdružení geologů. 92 (1): 1–16. doi:10.1016 / s0016-7878 (81) 80015-6. ISSN  0016-7878.