Шло. термоабразия, закономерности распространения и развития
Термоабразия — это процесс разрушения берегов и подводного берегового склона, сложенных многолетнемерзлы-ми дисперсными породами, под совместным механическим и тепловым воздействием водных масс водоемов. Закономерности развития этого процесса, его размещение и роль в формирова-
125
нии криолитозоны арктического шельфа (VIII) наиболее полно изложены в монографии Ф. Э. Арэ (1980). Термоабразия является ведущим процессом в формировании берегов морей Арктического бассейна, а также играет значительную роль в развитии термокарстовых озер (см. III.9) и искусственных водохранилищ в области распространения ММП. Примерно на 40% длины материковой береговой линии арктических морей России распространены берега термоабразионного типа. Активно развивается термоабразия берегов, сложенных дисперсными высокольдистыми породами на водохранилище Хантайской ГЭС. Общие закономерности развития термоабразии в целом одинаковы для различных водоемов (морей, озер, водохранилищ). Особенности проявления процесса связаны только с различиями гидрологического режима, зависящими от их географического положения, размеров, глубины, термического и ледового режимов, солености.
Термоабразия берегов происходит преимущественно в результате размыва подводного берегового склона под воздействием волнения и течений. У основания берегового уступа формируется термоабразионная ниша размыва, углубление которой приводит к обрушению глыб мерзлой породы. Обвалившиеся глыбы размываются водой, предохраняя в это время берег от дальнейшего подмыва. После их размыва начинается формирование новой ниши, и цикл повторяется. При невысокой активности размыва ниша не образуется, и обрушение берегов не происходит. На небольших термокарстовых озерах со слабыми волновыми процессами и незначительным размывом отложений термоабразия развивается в основном за счет теплового влияния водных масс.
Ф. Э. Арэ подчеркивает три особенности размыва подводного берегового склона, сложенного мерзлыми отложениями, отличающие его от размыва немерзлых пород: 1) скорость размыва зависит от температуры и солености воды; 2) объем наносов, поступающих на подводный склон, меньше размытого объема льдистых отложений; 3) оттаивание мерзлых пород и подземного льда сопровождается тепловой осадкой. Это приводит к углублению водоема и увеличению энергии волнения.
Надводная часть берегов подвергается термоденудации — процессу, который включает оттаивание мерзлых отложений и залежей подземного льда под действием солнечной радиации и тепла воздуха, а также снос оттаявших масс по склону. Механизмы этого процесса наиболее полно изучены Л. А. Жига-ревым (1975). Термоденудация приводит к выполаживанию береговых уступов, подверженных термоабразии. После прекращения последней термоденудация затухает.
Региональные особенности развития термоабразии существенно определяются составом отложений и их льдистостью. В подводной части термоабразионных склонов в большинстве случаев оттаивание опережает размыв. Это предопределяет воз-
126
действие волнового процесса на слой оттаявших слабоконсоли-дированных пород. Поэтому мерзлое состояние дисперсных отложений практически не препятствует размыву берегов. Наиболее легко размываются пылеватые супеси и суглинки, характерные для различных генетических типов четвертичных отложений мерзлой зоны и обладающие часто высокой льдисто-стью. Эти отложения в зоне волнового воздействия образуют взвеси, перемещаются на большие расстояния и переотлагаются на дне озер, водохранилищ и морского шельфа, образуя соответствующие отложения и рельеф дна.
Льдистость пород очень сильно влияет на термоабразию, особенно если она превышает пустотность в талом состоянии, т. е. когда порода распучена. Поэтому при анализе термоабразии по льдистости выделяются отложения: 1) не дающие осадки при оттаивании и 2) дающие осадку при оттаивании. Существенно, что увеличение льдистости ведет (при прочих равных условиях) к увеличению скорости термоабразии, предельной величине отступания берега и времени, необходимого для выработки профиля равновесия подводного берегового склона. При очень высокой льдистости пород или размыве залежей подземных льдов происходит так называемое «неограниченное отступание» берегов, продолжающееся до появления в береговом уступе менее льдистых пород. По Ф. Э. Арэ, неограниченное отступание берегов возможно, если критическая льдистость пород больше критического уровня воды (GB<GK). Критическая льдистость GB — это такое содержание льда в породе, при котором его полное протаивание вызывает осадку поверхности суши до уровня воды в водоеме. Критическим называется уровень воды GK, совпадающий с уровнем поверхности пород, слагающих берег после их полного протаивания и осадки. При GB>GK вырабатывается профиль равновесия подводного берегового склона. Важную роль в развитии термоабразии имеет и криогенное строение отложений, особенно наличие в них повторно-жильных льдов. Последнее ограничивает глубину ниш размыва размерами полигональных блоков, поскольку сопротивление на разрыв у жильного льда существенно ниже, чем у мерзлой породы. В результате отрыв подмытых блоков в термоабразионных берегах происходит по ледяным жилам. Чем меньше размеры полигонов, тем чаще обрушаются блоки и быстрее происходит их размыв. Таким образом, общее зональное увеличение льдистости тонкодисперсных отложений, наличие залежей подземных льдов (IV.2, IV.3) создают в целом более благоприятные условия для развития термоабразии в арктических районах. В пределах одного района более подвержены этому процессу высокольдистые отложения, подошва которых залегает ниже уровня водоема.
Скорость термоабразии сильно зависит от интенсивности и продолжительности волнового воздействия. Чем сильнее волнение, тем быстрее происходит размыв оттаявшей породы и тем
127
меньше по мощности талый слой покрывает мерзлую породу, предохраняя ее от теплового и химического воздействия воды в водоеме. Наиболее быстрое протаивание происходит, если поверхность ММП оголена, т. е. даже тонкий оттаявший слой размывается и уносится волнами. Поэтому максимально быстро идет термоабразия при высоком уровне воды в водоеме и сильном волнении. На арктическом побережье это происходит в период штормов при нагонных ветрах, здесь размыв донных отложений происходит примерно до изобаты 20 м. При больших глубинах мерзлые донные отложения испытывают только тепловое и химическое воздействие соленых вод.
Волнение большой интенсивности характерно только для крупных водоемов. Оно увеличивается к северу вследствие возрастания частоты и скорости ветров в летне—осеннее время, когда на водоемах отсутствует ледовый покров. Минимальные скорости ветра характерны для таежной зоны, максимальные — для арктической тундры. Это увеличивает интенсивность термоабразии к северу. Вместе с тем термоабразия имеет место только в период отсутствия ледового покрова на водоемах. С юга на север безледный период сокращается. Это является условием, в определенной мере компенсирующим известное увеличение интенсивности этого процесса и уменьшающим его суммарный геологический эффект. Противоположная закономерность установлена Ф. Э. Арэ для небольших по размеру термокарстовых озер, на которых не развивается сильного волнения. Здесь термоабразия, в целом сильно замедленная, является результатом теплового разрушения льдистых пород. Поскольку к северу температура озерных вод понижается и период их воздействия сокращается, в этом же направлении зонально ослабевает суммарный эффект термоабризии берегов малых озер.
Развитие надводной части склонов зависит от особенностей термоденудации. Термоденудация активно проявляется в берегах, сложенных высокольдистыми отложениями, особенно «ледовым комплексом» (IV.2) и пластовыми залежами подземного льда (IV.3). Ее интенсивность зонально возрастает к югу с увеличением суммарной радиации, температур воздуха и продолжительности безморозного периода. Характерной особенностью термоденудации берегов на арктическом побережье является отсутствие влияния экспозиции склонов на скорость процесса. Обусловлено это коротким, холодным, облачным и дождливым летним сезоном, когда абсолютно преобладает рассеянная радиация. Скорость термоденудации в таких условиях по наблюдениям на побережье моря Лаптевых составляет за ПО суток активного таяния на наклонных обнажениях «ледового комплекса» 3—3,5 м, а на отвесных — 4—5 м. Она существенно уменьшается на подветренных склонах, где скапливаются мощные снежники, предохраняющие их от оттаивания.
К югу, в глубь континента, на скорость термоденудации начинает влиять экспозиция склонов. Это связано с увеличенное
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-льдистьщи 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 12У
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.