Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
К югу, в глубь континента, на скорость термоденудации начинает влиять экспозиция склонов. Это связано с увеличенн-
ая
ем доли прямой радиации и большим радиационным балансом экспонированных на юг склонов. Большая скорость термоденудации при невысокой интенсивности термоабразионного подмыва берегов приводит к тому, что на склонах южной экспозиции скорость процессов выше, в силу чего они быстрее достигают равновесного профиля. В результате они имеют более вы-положенный характер, чем северные.
Скорость отступания термоабразионных берегов существенно изменяется в пространстве и во времени. Максимальные скорости отступания берегов, сложенных отложениями «ледового комплекса», зафиксированы Я. Я. Гаккелелем при разрушении о-ва Семеновского в море Лаптевых, когда в течение двух лет она достигла 55 м/год. Для берегов, сложенных «ледовым комплексом» и аласными отложениями (IV.5), наибольшие величины локальных средних за год скоростей по многолетним наблюдениям составляют примерно 10 м/год, а преобладают скорости 2—6 м/год. Для берегов, имеющих протяженность в десятки километров, средние взвешенные по длине скорости термоабразии обычно не превышают 2 м/год (Арэ, 1980). Скорости термоабразии морских берегов, сложенных высоко-льдистыми тонкодисперсными отложениями, в сопоставимых условиях в 3—4 раза превосходят скорость абразии берегов, сложенных близкими по составу немерзлыми отложениями. Вместе с тем средние годовые скорости близки между собой. Это связано с тем, что арктические моря большую часть года покрыты льдом. Повышение ледовитости моря снижает, а понижение — увеличивает скорости термоабразии. Поэтому в холодные циклы лет отступание термоабразионных берегов Арктического бассейна уменьшается (или вовсе прекращается), в теплые — возрастает.
Наблюдения за современными скоростями морской термоабразии позволяют использовать их для палеогеографических реконструкций. В период позднеплейстоценовой регрессии моря (см. 1.3), когда его уровень понижался до 100 м по сравнению с современным, береговая линия смещалась к северу до нескольких сотен километров и обнажался арктический шельф, абразия берегов моря и немногочисленных озер практически полностью прекращалась. Этому способствовало также сильное похолодание, вызвавшее сильное оледенение Арктического бассейна. На Арктических равнинах Восточной Сибири накапливался «ледовый комплекс», мощность которого на осушенной части шельфа уменьшалась к северу. Примерно 12 тыс. лет назад в связи с распадом материкового оледенения начались потепление и трансгрессия моря (VIII). Прибрежная часть морей летом стала освобождаться от льда, способствуя проявлению термоабразии. Уровень моря стал быстро повышаться и достиг в Восточно-Сибирском секторе Арктики современной отметки примерно к концу голоценового оптимума (4,4—5 тыс.. лет тому назад). В этот период скорость подъема уровня моря и
5 Н. Н. Романовский 129
затопления морского дна существенно превышала возможные скорости термоабразии, которые в период оптимума могли быть в 1,5—2 раза больше современных. Таким образом, при затоплении арктического шельфа термоабразия имела второстепенное значение. Только верхние слои льдистых отложений были переработаны этим процессом, остальные протаивали под морем в субаквальном положении. После голоценового оптимума скорость термоабразии морских берегов, сложенных «ледовым комплексом» и отложениями аласов, стала близка к современной. За 5 тыс. лет берег моря мог отступить на 10—20, а местами на 50 км. В пределах, этой полосы указанные отложения были переработаны термоабразией.
П1Л1. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ
НАЛЕДЕЙ И НАЛЕДНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ
Наледи представляют собой мерзлотно-гидрогеологн-ческие явления, и их образование связано с гидрологической, гидрогеологической и мерзлотной обстановка ми территории и климатическими условиями. Наледи являются сезонными образованиями, возникающими в холодное время года и разрушающимися в теплое. Наличие не оттаивающего полностью (многолетнего) наледного льда на наиболее крупных наледях в суровых мерзлотных и климатических условиях и при благоприятной геоморфологической ситуации по существу не меняет дела. Объем многолетнего льда невелик, особенно по сравнению с ежегодно образующимся и оттаивающим количеством льда, которое превышает его на один-два порядка. Многолетний иалед-ный лед редко погребается, на одном месте существует всего несколько лет, его геологическая и рельефообразующая роль невелика. Напротив, сезонные наледеобразовательные процессы являются очень активным фактором природной среды криолитозоны. Так, наледи концентрируют в себе часть подземного стока зимой, а талые наледные воды пополняют летне-весенний поверхностный сток. Наледеобразоваиие активно воздействует на рельеф и отложения, формируя специфические «наледные поляны», «наледные долины» и «наледный аллювий». Велико влияние наледей на инженерные сооружения, особенно дороги.
Наледи образуются из поверхностных вод, а также за счет различных категорий подземных вод. Многие наледи имеют смешанные источники питания. Размеры наледей разнообразны: их площади варьируют от нескольких квадратных метров до десятков квадратных километров; мощность наледного льда — от первых десятков сантиметров до 4—8, редко до 20 м, а его объемы — от нескольких кубических метров до десятков миллионов кубических метров. Генезис, наледеобразую-щих вод и размеры наледей не имеют жесткой связи. Однако большинство малых наледей образуются за счет вод СТС,
